ESTUDIO GRAVIMÉTRICO DE LA PLACA CARIBE EN LA ZONA DE...

TRABAJO ESPECIAL DE GRADO

ESTUDIO GRAVIMÉTRICO DE LA PLACA CARIBE EN LA

ZONA DE COLISIÓN CON SURAMÉRICA AL OESTE DEL

ESTADO FALCÓN

Presentado ante la Ilustre

Universidad Central de Venezuela

Por la Br. Santiago B., Giannina

Para optar al Título de

Ingeniero Geofísico

Caracas, octubre 2014

TRABAJO ESPECIAL DE GRADO



ESTADO FALCÓN

TUTOR ACADÉMICO: Prof. Antonio Ughi

Presentado ante la Ilustre

Universidad Central de Venezuela

Por la Br. Santiago B., Giannina

Para optar al Título de

Ingeniero Geofísico

Caracas, octubre 2014

iv

…creo que toda desgracia va acompañada de alguna cosa bella y si te fijas en ella,

descubre cada vez más alegría y encuentras un mayor equilibrio… el que es feliz

hace feliz a los demás; el que tiene valor y fe, nunca estará sumido en la desgracia…

Ana M. Frank (7/3/1944)

v

DEDICADO

A lo esencial que es invisible a los ojos.

A la locura de unos que es la realidad de otros.

A lo posible que surge del intentar una y otra vez lo imposible.

vi

AGRADECIMIENTOS

Para mí es propicio empezar con un fragmento de la canción Gracias a la vida,

escrita por la Chilena Violeta Parra, yo la escuché de la voz de María Sosa.

“Gracias a la vida que me ha dado tanto.

Me ha dado la risa y me ha dado el llanto.

Así yo distingo dicha de quebranto,

los dos materiales que forman mi canto

y el canto de ustedes que es el mismo canto,

y el canto de todos, que es mi propio canto.

Gracias a la vida que me ha dado tanto”.

Gracias a la energía, esa fuerza motriz del universo, gracias al Ser Supremo,

mi Dios, ese que habita en mi corazón.

Gracias a mi padre José Santiago, por ser el timón de mi barco en mis

primeros pasos y por educarme con disciplina.

Gracias a mi hermana Adalgiza (Ada) por ser mi conciencia materializada,

darme aliento y desaliento. Me enseñaste que: El hombre nunca sabe de lo que es

capaz hasta que lo intenta (Charles Dickens). De verdad gracias por ser mi salida de

lo malo, mi sumergida en lo bueno, por compartir conmigo tanto, desde nuestra niñez

sin madre hasta la carrera universitaria, me caes bien mini copia de mí, gracias por

pelear tanto conmigo, por obligarme literalmente a terminar este TEG. SIN TI ESTO

NO SERÍA POSIBLE, te quiero un montoncito.

Gracias a mi tutor Antonio Ughi por ser un excelente maestro y darme la

orientación pertinente en su debido momento.

vii

Gracias a Yesica Venero, mi mejor amiga, mi hermana elegida por la vida, mi

confidente, mi paño de lágrimas. Es grandioso encontrar a personas así, hacen menos

monótono el andar sobre este sendero llamado VIDA. Gracias por aguantar mis

ocurrencias y a mi alma incansable, cuántas veces no quiso volar. Te aprecio, respeto

y admiro mucho.

Gracias a Luis Miguel Alvarado (Luismi). Gracias por ser mi apoyo en estos

años de carrera, por darme aliento para continuar y no desfallecer. Gracias por ser mi

compañero y mi maestro en el TEG. ¡Lo logramos!

Gracias, gracias a todas las personas que formaron parte de mi vida

universitaria, mi vida… Gracias a mis loquitas: Elimar, Verónica, Isora y Natacha,

fue un placer vivir tantas experiencias con ustedes, son mi mejor adquisición.

Gracias a Luis Quevedo por echarme una manito cuando podía, por compartir

conmigo y Luis Miguel sus experiencias y darnos consejos. Gracias a la gente de

Geofísica, gracias a mis niños de MINAS, mis panas de Geología, mis hijos de

Mineralogía y Petrología. Gracias profesor lindo Ricardo Alezones, me enseñaste

mucho de lo que sé de geología, lo considero mi padre de la academia. Gracias

profesores, Rafael Falcón, Ander de Abrisqueta, David Mendi, Nuris Orihuela,

Ricardo Ambrosio, Sebastián Grande y Alfredo Medero, por sus maravillosas y

oportunas enseñanzas.

Gracias a mi tía Olga por brindarme un hogar y siempre preguntar ¿cómo

vas?, a Roberto y Ruth por su amabilidad en todo momento, a mi familias Santiago

Ramos (Kim, Eme, Mami Damiana, tía Josefina, tío Pedro, bebé Santi y demás) y

Bastidas Álvarez (tía Marlene, primas Tani y Ada, tía Sonia, Stita, Edgar y demás)…

Gracias UUUCV por todo lo vivido bajo tu cielo, los mejores recuerdos.

¡Ah! Gracias a mí… En fin, "las palabras nunca alcanzan cuando lo que hay

que decir desborda el alma" (Julio Cortázar)… Ahora como diría Gabo, el escritor:

No llores porque ya se terminó… sonríe, porque sucedió.

viii

Santiago B., Giannina



ESTADO FALCÓN

Tutor Académico: Prof. Antonio Ughi. Tesis. Caracas, U.C.V. Facultad de

Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Año 2014, nº pág. 130.

Palabras Claves: Placa Caribe, subducción, gravimetría, estado Falcón.

Con la finalidad de evaluar los diferentes estilos de subducción que se ajusten

a las condiciones geológicas, geofísicas y geodinámicas de la interacción intraplaca

en la zona de colisión Caribe – Suramérica, al oeste del estado Falcón, se realizó un

estudio gravimétrico entre los meridianos -69°W y -73°W y los paralelos 6°N y

15°N, donde se seleccionaron dos perfiles, el primero N–S sobre el meridiano -70°W

y el segundo con una orientación N40°W, con una longitud aproximada de 1000 km y

600 km respectivamente.

Para verificar la incidencia de la placa Caribe por debajo de Suramérica, se

recurrió a los trabajos de Silver et al. (1975), Sousa et al. (2005), Van der Hilst y

Mann (1994), a partir de los cuales se comprobaron las distintas configuraciones,

agrupando las mismas en somero, intermedio y profundo.

En general el grupo de configuraciones dominante fue el somero, teniéndose

que para la sección de corteza correspondiente al perfil -70°W el modelo de

subducción somera cuya extensión de la lámina de subducción es aproximadamente

170 km, empieza 340 km de la ciudad de Barquisimeto, presenta un ángulo de

incidencia de 15°S hasta los 10 km donde el ángulo aumenta a unos 20°

profundizando a 28 km; es la configuración más idónea para la interacción Caribe –

Suramérica.

En cuanto al perfil N40°W la configuración más aceptable es la que muestra a

la placa Caribe en subducción por debajo de Suramérica empezando

aproximadamente a 340 km de la ciudad de Barquisimeto con un ángulo de

buzamiento de 30°S hasta llegar a los 30 km donde dicho ángulo cambia a 20° S.

La lámina de subducción se extiende aproximadamente 170 km llegando hasta los 35

km de profundidad.

ix

ÍNDICE GENERAL

DEDICATORIA ........................................................................................ v

AGRADECIMIENTOS ............................................................................ vi

RESUMEN ............................................................................................. viii

ÍNDICE GENERAL.................................................................................. ix

LISTA DE FIGURAS ............................................................................... xi

LISTA DE TABLAS............................................................................... xvi

1. INTRODUCCIÓN ............................................................................... 17

1.1 Ubicación del área en estudio ............................................................................ 19

2. GEOLOGÍA ......................................................................................... 21

2.1 Placa Caribe ....................................................................................................... 21

2.1.1 Límites de la Placa Caribe .............................................................................. 23

2.1.2 Geomorfología del Caribe .............................................................................. 24

2.1.3 Evolución geodinámica de la Placa Caribe ............................................................ 27

2.2 Margen norte de la placa Suramericana ............................................................ 39

2.3 Marco tectónico de la región noroccidental ...................................................... 41

2.3.1 Andes de Mérida .................................................................................................... 41

2.3.2 Sierra de Perijá ....................................................................................................... 44

2.3.3 Bloque Maracaibo .................................................................................................. 44

2.3.4 Cuencas de Venezuela ........................................................................................... 45

2.3.5 Napas de Lara ........................................................................................................ 52

2.4 Fallas y sistemas de fallas asociados en la región noroccidental ...................... 53

3. INTERACCIÓN ENTRE LAS PLACAS CARIBE Y SURAMÉRICA

.................................................................................................................. 56

3.1 Modelos gravimétricos de la Interacción Caribe – Suramérica......................... 56

4. VALIDACIÓN ESTADÍSTICA Y PROCESAMIENTO DE LOS

DATOS GRAVIMÉTRICOS .................................................................. 65

4.1 Fuente de los datos gravimétricos, topográficos y batimétricos........................ 65

4.2 Validación estadística de los datos gravimétricos ............................................. 65

x

4.3 Mapas de Anomalías de Aire Libre y Anomalías de Bouguer .......................... 71

4.3.1 Mapa Topográfico .................................................................................................. 72

4.3.2 Mapa de Anomalía de Aire Libre........................................................................... 74

4.3.3 Mapa de Anomalía de Bouguer ............................................................................. 75

4.4 Separación regional y residual .......................................................................... 79

5. MODELADO GRAVIMÉTRICO BIDIMENSIONAL ...................... 89

5.1 Sección de la corteza perfil -70°W .................................................................... 91

5.1.1 Modelos gravimétricos con lámina de subducción somera .................................... 93

5.1.2 Modelos gravimétricos con lámina de subducción intermedia .............................. 98

5.1.3 Modelos gravimétricos con lámina de subducción profunda ............................... 102

5.2 Sección de la corteza del perfil con una orientación de N40°W ..................... 104

5.2.1 Modelos gravimétricos con lámina de subducción somera .................................. 105

5.2.2 Modelos gravimétricos con lámina de subducción intermedia ............................ 109

5.3.3 Modelos gravimétricos con lámina de subducción profunda ............................... 112

5.3 Análisis cuantitativo de los modelos gravimétricos de la sección de la corteza

perfil -70°W y N40°W .......................................................................................... 114

6. CONCLUSIONES ............................................................................. 120

7. RECOMENDACIONES .................................................................... 122

8. BIBLIOGRAFÍA Y REFERENCIAS CITADAS ............................. 123

xi

LISTA DE FIGURAS

Figura 1.1 Mapa de ubicación de la zona en estudio (Modificado de Google Earth). 19

Figura 1.2 Mapa de la zona de estudio donde se muestra la ubicación espacial de los

perfiles 1 y 2. (Modificado de Google Earth). ............................................................ 20

Figura 2.1 Principales unidades geomorfológicas de la placa Caribe (Modificado de

Google Earth). ............................................................................................................. 23

Figura 2.2 Unidades geomorfológicas del Caribe al noroccidente de Venezuela

(Modificado de Google Earth). ................................................................................... 25

Figura 2.3 Principales modelos de la evolución de la Placa Caribe a) Modelo Pacífico

y b) Modelo intra – Americano (Modificado de Meschede y Frisch, 1998)............... 28

Figura 2.4 Reconstrucción del Pangea para el Jurásico Temprano (Pindell y Kennan,

2001). .......................................................................................................................... 29

Figura 2.5 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Coloviense/Oxfordiense

(Pindell y Kennan, 2001). ........................................................................................... 30

Figura 2.6 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Aptiense Temprano

(Pindell y Kennan, 2001). ........................................................................................... 32

Figura 2.7 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Albiense Tardío (Pindell

y Kennan, 2001). ......................................................................................................... 33

Figura 2.8 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Campaniense Temprano

(Pindell y Kennan, 2001). ........................................................................................... 34

Figura 2.9 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Maastrichtiense (Pindell

y Kennan, 2001). ......................................................................................................... 35

Figura 2.10 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Paleoceno Tardío

(Pindell y Kennan, 2001). ........................................................................................... 36

Figura 2.11 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Eoceno Medio (Pindell

y Kennan, 2001). ......................................................................................................... 37

Figura 2.12 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Oligoceno (Pindell y

Kennan, 2001). ............................................................................................................ 38

xii

Figura 2.13 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Mioceno Tardío

(Pindell y Kennan, 2001). ........................................................................................... 39

Figura 2.14 Marco tectónico del noroccidente de Suramérica (Modificado de Cerón et

al., 2007). .................................................................................................................... 42

Figura 2.15 Estructura en flor de los Andes de Mérida (Modificado de Colletta et al.,

1997). .......................................................................................................................... 43

Figura 2.16 Esquema noroccidente de Venezuela, hacia el oeste se aprecia el Bloque

de Maracaibo (FUNVISIS, 2013). .............................................................................. 45

Figura 2.17 Principales cuencas petrolíferas de Venezuela (Schlumberger Oilfield

Services, 1997). ........................................................................................................... 46

Figura 2.18 Corte estructural NW – SE a través de la Cuenca de Maracaibo desde los

Andes de Mérida hasta la Sierra de Perijá (WEC, 1997). ........................................... 48

Figura 2.19 Mapa paleográfico del noroccidente de Venezuela en el Mioceno

Temprano (González de Juana et al., 1980). ............................................................... 49

Figura 2.20 Modelo conceptual de la Cuenca de Falcón (Modificado de Boesi y

Goddard, 1991). .......................................................................................................... 50

Figura 2.21 Corte conceptual de la Cuenca Barinas – Apure (Yoris y Ostos, 1997). . 51

Figura 3.1 Modelo de las láminas subductantes (Maracaibo y Bucaramanga), donde

se muestra la geometría y extensión de las mismas. (Modificado de Van der Hilst y

Mann, 1994). ............................................................................................................... 57

Figura 3.2 Modelo gravimétrico – magnético a) con lámina de subducción somera y

b) con lámina de subducción profunda (Modificado de Rodríguez y Sousa, 2003). .. 58

Figura 3.3 Modelo gravimétrico en el noroccidente de Venezuela con lámina de

subducción (Bezada, 2005). ....................................................................................... 59

Figura 3.4 Secciones de densidad a lo largo de los perfiles seleccionados en dirección

norte – sur al noroccidente de Venezuela (Quijada, 2006). ........................................ 60

Figura 3.5 Modelo gravimétrico con lámina de subducción somera a) propuesto para

el perfil 69° W y b) propuesto para el perfil 68° W (Garzón y Ughi, 2008). ............ 61

xiii

Figura 3.6 Modelo gravimétrico con lámina de subducción somera a) propuesto para

el perfil N65°W y b) propuesto para el perfil N15° (Orellana, 2008). ....................... 62

Figura 3.7 Modelos propuestos para el transepto geodinámico entre la Placa Caribe y

el Cratón de Guayana (Giraldo et al., 2002). .............................................................. 64

Figura 4.1 Histograma de frecuencia de los datos gravimétricos. .............................. 66

Figura 4.2 Histogramas de frecuencia de los grupos obtenidos por K – media. (a)

Grupo1, (b) Grupo2, (c) Grupo3. ................................................................................ 67

Figura 4.3 Gráficos Q – Q de los grupos obtenidos por K – media. (a) Grupo1, (b)

Grupo2, (c) Grupo3. .................................................................................................... 69

Figura 4.4 Diagramas caja bigotes para los grupos 1, 2 y 3........................................ 70

Figura 4.5 Distribución espacial de los datos de Anomalía de Bouguer. ................... 71

Figura 4.6 Mapa Topográfico y Batimétrico de la región noroccidental de Venezuela.

..................................................................................................................................... 73

Figura 4.7 Mapa de Anomalía de Aire Libre de la zona noroccidental de Venezuela.

..................................................................................................................................... 75

Figura 4.8 Mapa de Anomalía de Bouguer de la zona noroccidental de Venezuela. . 78

Figura 4.9 Espectro de potencia de la Anomalía de Bouguer obtenido del Oasis

Montaj. ........................................................................................................................ 81

Figura 4.10 Pendientes del espectro de potencia. (a) Profunda, (b) Intermedia, (c)

Somera, (d) Ruido. ...................................................................................................... 81

Figura 4.11 Mapa de Anomalía de Bouguer regional para un k= 0.0126,

correspondiente a la fuente profunda. En la figura a la izquierda se aprecia al mapa

regional con el contorno del mapa de Venezuela, mientras que a la derecha se tienen

los contornos del mismo. ............................................................................................ 84

Figura 4.12 Mapa residual de Anomalía de Bouguer de la región noroccidental de

Venezuela. ................................................................................................................... 86

Figura 5.1 Mapa de ubicación y de Anomalías de Bouguer para una densidad ρ=2.67

g/cm3. Las líneas rojas y negras corresponden a los perfiles. ..................................... 89

xiv

Figura 5.2 Modelos gravimétricos bidimensionales con lámina de subducción somera

propuestos para el perfil -70°W. (a) Modelo gravimétrico somero 1 y (b) Modelo

gravimétrico somero 2. FB: Falla de Boconó, FO: Falla de Oca – Ancón. ................ 95

Figura 5.3 Modelo gravimétrico bidimensional con lámina de subducción somera

propuesto para el perfil -70°W. (a) Modelo gravimétrico somero 3 y (b) Modelo


Figura 5.4 Modelo gravimétrico bidimensional con lámina de subducción somera

propuesto para el perfil -70°W. (a) Modelo gravimétrico somero 5 y (b) Modelo


Figura 5.5 Modelos gravimétricos bidimensionales con lámina de subducción

intermedia propuestos para el perfil -70°W. (a) Modelo gravimétrico intermedio 1 y

(b) Modelo gravimétrico intermedio 2. FB: Falla de Boconó, FO: Falla de Oca –

Ancón. ....................................................................................................................... 100


intermedia propuestos para el perfil -70°W. (a) Modelo gravimétrico intermedio 3 y

(b) Modelo gravimétrico intermedio 4. FB: Falla de Boconó, FO: Falla de Oca –

Ancón. ....................................................................................................................... 101


profunda propuestos para el perfil -70°W. (a) Modelo gravimétrico profundo 1 y (b)

Modelo gravimétrico profundo 2. FB: Falla de Boconó, FO: Falla de Oca – Ancón.

................................................................................................................................... 103


propuestos para el perfil con orientación N40°W. (a) Modelo gravimétrico somero I y

(b) Modelo gravimétrico somero II. FO: Falla de Oca – Ancón. .............................. 106


propuestos para el perfil con orientación N40°W. (a) Modelo gravimétrico somero III

y (b) Modelo gravimétrico somero IV. FO: Falla de Oca – Ancón. ......................... 107


somera propuestos para el perfil con orientación N40°W. (a) Modelo gravimétrico

somero V y (b) Modelo gravimétrico somero VI. FO: Falla de Oca – Ancón. ........ 108

xv


intermedia propuestos para el perfil con orientación N40°W. (a) Modelo gravimétrico

intermedio I y (b) Modelo gravimétrico intermedio II. FO: Falla de Oca – Ancón. 110


intermedia propuestos para el perfil con orientación N40°W. (a) Modelo gravimétrico

intermedio III y (b) Modelo gravimétrico intermedio IV. FO: Falla de Oca – Ancón.

................................................................................................................................... 111


profunda propuestos para el perfil con orientación N40°W. (a) Modelo gravimétrico

profundo I y (b) Modelo gravimétrico Profundo II. FO: Falla de Oca – Ancón. ..... 113

Figura 5.14 Modelo gravimétrico bidimensional final con lámina de subducción

somera propuestos para el perfil -70°W.118 FB: Falla de Boconó, FO: Falla de Oca –

Ancón. ....................................................................................................................... 118

Figura 5.15 Modelo gravimétrico bidimensional final con lámina de subducción

somera propuestos para el perfil N40°W. FO: Falla de Oca – Ancón. .................... 119

xvi

LISTA DE TABLAS

Tabla 4.1 Parámetros estadísticos ............................................................................... 68

Tabla 4.2 Profundidades calculadas con el espectro de potencia y su posible

asociación geológica. .................................................................................................. 82

Tabla 5.1 Densidades de los cuerpos presentes en los modelos gravimétricos. ......... 90

Tabla 5.2 Errores y diferencias correspondientes a cada modelo del perfil -70°W .. 115

Tabla 5.3 Errores y diferencias correspondientes a cada modelo del perfil N40°W 116

17

1. INTRODUCCIÓN

La interacción intraplaca de la zona de colisión Caribe – Suramérica presenta

características que están asociadas a ambientes tectónicos convergentes, evidencia de

ello son dos de las principales estructuras geológicas localizadas en la región

meridional de la cuenca del Caribe: Cinturón Deformado del Caribe Sur y el Sistema

Montañoso del Caribe.

Por dicha razón y aunado también a su complejidad como placa tectónica, la

Placa Caribe y su interacción con otras placas litosféricas, ha sido durante las últimas

décadas objeto de numerosos estudios. Esto convierte a la región del Caribe en una de

las zonas más estudiadas del mundo en lo que respecta a geología marina y geofísica.

En el caso de la interacción entre las placas Caribe y Suramérica, autores

como Silver et al. (1975), Sousa et al. (2005) y Van der Hilst y Mann (1994)

mencionan una lámina de subducción que se prolonga varios centenares de

kilómetros por debajo de Suramérica. Partiendo de lo anterior, en los últimos años se

han planteado modelos geológicos estructurales del subsuelo, en la zona

noroccidental del territorio venezolano, donde se muestra la prolongación de la

lámina de subducción asociándola con el contexto geológico y geodinámico. Entre

algunos de estos trabajos geofísicos realizados en la zona noroccidental, se tienen los

estudios de perfiles gravimétricos de Arnáiz et al. (2011), Garzón y Ughi (2008) y

Orellana (2008).

A pesar de todos los trabajos realizados en la zona noroccidental de

Venezuela, no se tiene un estudio donde se evalúen todos los estilos de subducción

que mejor se ajusten a la realidad estructural de la zona en colisión, ni se ha llegado a

un consenso entre los autores, sobre la profundidad de la lámina de subducción. Es

por ello que el presente trabajo propone evaluar los diferentes estilos de subducción

que se ajusten a las condiciones geológicas, geofísicas y geodinámicas de la

interacción intraplaca en la zona de colisión Caribe – Suramérica al oeste del estado

Falcón.

18

Con el fin de lograr esa meta, se requiere durante el desarrollo de la

investigación:

o Generar modelos gravimétricos estructurales bidimensionales sustentados con

datos geológicos y geofísicos disponibles en la región, que muestren las

diferentes opciones de lámina de subducción en la zona de estudio.

o Probar los modelos de subducción que mejor muestren la prolongación de la

lámina de subducción por debajo de Suramérica y se ajusten a los aspectos

geológicos y geofísicos de la zona en estudio.

Tomando en consideración lo antes expuesto, vale acotar que a lo largo de los

últimos años se ha ido complementando a través de numerosos estudios geológicos y

geofísicos el conocimiento de la evolución geodinámica del norte de Suramérica,

pero en estos estudios previos no se tiene una evaluación a detalle de las diferentes

opciones propuestas de la lámina de subducción en la zona de colisión Caribe –

Suramérica, en la región noroccidental, por lo cual aún se tiene incertidumbre hasta

qué profundidad se prolonga la lámina de subducción por debajo de Suramérica.

Por lo tanto, el determinar el estilo de subducción que mejor se ajuste a los

aspectos geológicos y geofísicos de la interacción intraplaca de la zona de colisión

Caribe – Suramérica, en general, sería un gran aporte para la comunidad de

geocientíficos, debido a que brindaría la posibilidad de ayudar a comprender de mejor

manera los procesos geodinámicos que intervienen en la formación de las estructuras

causantes de las anomalías gravimétricas observadas en la zona. De esta manera el

conocimiento de la comunidad científica venezolana se vería enriquecido al poseer

información más precisa de las características geológicas y geofísicas de la región en

estudio.

Del mismo modo el trabajo constituiría una contribución de utilidad para la

industria petrolera, puesto que permitirá determinar con mayor precisión la ubicación

de posibles zonas prospectivas en la región.

19

1.1 Ubicación del área en estudio

La zona en estudio está comprendida entre los meridianos -69°W y -73°W y

los paralelos 6°N y 15°N (figura 1.1). En cuanto a los perfiles seleccionados en el

trabajo, el primero presenta una orientación N–S, sobre el meridiano -70°W,

mientras que el segundo perfil muestra una dirección de N40°W. La extensión de los

perfiles es de aproximadamente 1000 km de longitud para el primero y de 600 km

para el segundo (figura 1.2).

Figura 1.1 Mapa de ubicación de la zona en estudio (Modificado de Google Earth).

N

20

Figura 1.2 Mapa de la zona de estudio donde se muestra la ubicación espacial de los perfiles 1 y 2.

(Modificado de Google Earth).

N

21

2. GEOLOGÍA

La interpretación geofísica de cualquier zona en estudio se encuentra

arraigada a la geología de dicha zona, es por ello que seguidamente se expondrán las

características geológicas, geomorfológicas y la evolución geodinámica del Caribe y

de algunas zonas de la región noroccidental de Venezuela

2.1 Placa Caribe

La placa Caribe presenta una gran complejidad y variabilidad como placa

tectónica. Es por tanto que en torno a ella se han producido innumerables teorías y

modelos que permiten describirla; sin embargo, actualmente existe un consenso en la

mayoría de los aspectos fundamentales que definen su geodinámica y evolución, así

como sus principales estructuras y composición geológica.

La región del Caribe se encuentra entre las placas de América del Norte,

Coco, Atlántico y Suramericana; constituyendo un accidente geológico que se

localiza entre la longitudes de -60°W y -90°W y las latitudes 10°N y 20°N; cubriendo

un área aproximada de 4.000.000 km2. La misma presenta una composición geológica

característica de corteza oceánica (Dielbod et al., 1981), aunque, posee un inusual

espesor del piso oceánico que la diferencia de una corteza oceánica común, el cual

oscila entre 10 y 15 km (Duncan y Hargraves, 1984), lo que la hace un poco más

gruesa que las típicas cortezas oceánicas del Pacífico y el Atlántico, por lo que se le

considera de tipo transicional (Bellizzia, 1985).

Dado lo anterior se tiene que la región de la placa Caribe correspondiente a

corteza delgada, presenta un espesor promedio de 5 km, lo cual se asocia con la

corteza oceánica, no obstante, en lo que respecta a las cuencas transicionales de

Venezuela, Colombia y el Golfo de México, la misma, presenta espesores

aproximados de 15, 18 y 20 km respectivamente (Bellizzia, 1985).

Las diferencias en los espesores del piso oceánico de la placa Caribe, según

Houtz y Ludwig (1977) han sido atribuidas a que en la misma cohabitan cuencas

22

(correspondientes con un suelo oceánico de espesor normal) y “ridges” que se han

visto engrosados por las erupciones volcánicas de basaltos, conclusiones a las que se

ha llegado a partir de los resultados del DSDP (Deep Sea Drilling Project), los cuales

muestran que los horizontes identificados como A” y B” son correlacionables con los

engrosamientos de la corteza, debidos a la presencia de diques y flujos basálticos

correspondientes al Cretácico Tardío (parte de estos flujos se hallan expuestos al

norte de Venezuela en las Napas de Villa de Cura), estos diques se encuentran

cubiertos por sedimentos y tienen espesores que van desde 1 a 2.5 km

aproximadamente (Meschede y Frisch, 1998).

Por su parte el movimiento relativo entre la placa Caribe y sus otras placas

vecinas, según Sykes et al. (1982) se ha interpretado de estudios sismológicos, donde

se tiene que la componente dominante del movimiento tiene una dirección E – W

(fallas transcurrentes dextrales), asociado a su vez a una componente menor en

dirección N – S (fallas de compresión).

La placa Caribe se desplaza, según Molnar y Sykes (1969) y Jordan (1975),

hacia el este a 1.4-2.2 cm/año con relación a la norteamericana; mientras que para

Ladd (1976), Minster y Jordan (1978), Sykes et al. (1982), DeMets et al. (1990) y

Deng y Sykes (1995) hay un rango de 1.2-4.0 cm/año. Ushakov et al. (1979)

determinan en la placa Caribe una composición de movimiento hacia el norte de 0.3-

0.4 cm/año y hacia el sur de 0.2 cm/año.

En la región del Caribe se pueden definir cuatro cuencas principales: al

noroeste se presenta la cuenca de Yucatán, mientras que al sur se observan, de oeste a

este, las cuencas de Colombia, Venezuela y Grenada, las cuales se encuentran

separadas por zonas menos profundas. Existen otras unidades geomorfológicas como

los arcos de islas de las Antillas Mayores y Menores, la dorsal de Aves y de Beate, y

la Garganta Caimán, entre otros (Figura 2.1).

23

Figura 2.1 Principales unidades geomorfológicas de la placa Caribe


2.1.1 Límites de la Placa Caribe

El límite norte de la placa Caribe es transcurrente, con movimiento lateral

sinestral (Bellizzia, 1985). Dichas fallas activas presentan de 100 a 200 km de ancho

y 2000 km de extensión, zona de fallas Chixoy – Polochic – Motagua – falla Swan –

falla Oriente – Sistema Septentrional – falla Puerto Rico.

Por su parte el límite sur de la placa Caribe es más complejo, debido a que no

existe una definición clara de sus bordes. Sin embargo, tomando en cuenta la

sismología de la zona se tiene que la errática distribución de los hipocentros

aparentemente está más ligada a fallamientos mayores que a zonas de subducción.

Únicamente en la parte este, a lo largo del arco de las Antillas Menores y en la parte

este de la Península Araya – Paria, la sismicidad aumenta formando grupos de

hipocentros que definen una zona de subducción con buzamiento hacia el oeste

(Bellizzia, 1985). A pesar de ello, algunos autores (Bosch y Rodríguez, 1992; Van

N

24

der Hilst y Mann, 1994; Ughi et al. 2004; Garzón y Ughi, 2008 y Orellana, 2008),

han mostrado un acuerdo general al considerar que el Cinturón Deformado del Caribe

Sur es el límite de la interacción meridional Caribe – Suramérica.

Finalmente, el margen este es un típico arco de islas originado por la

subducción de la corteza oceánica del Atlántico debajo de la placa Caribe, la cual ha

producido un magmatismo calco – alcalino aún activo en la cadena de islas de las

Antillas Menores. Las edades más antiguas establecidas por paleontología y

dataciones isotópicas corresponden al Cretáceo Superior. La edad Jurásico para el

complejo volcánico-plutónico de la Isla La Desirade ha sido de difícil interpretación.

Posiblemente las rocas representan remanentes de un arco volcánico primitivo,

probablemente continuación del Arco de las Antillas Mayores, el cual fue

posteriormente superpuesto por rocas volcánicas más jóvenes del arco de las Antillas

Menores. El límite oeste de la placa Caribe está marcado por una zona de

convergencia determinada por la subducción de las placas de Cocos y Nazca debajo

de Centroamérica, la cual ha originado un vulcanismo Terciario – Reciente a lo largo

de Centroamérica (Bellizzia, 1985).

2.1.2 Geomorfología del Caribe

La región del Caribe se caracteriza por presentar significativas unidades

geomorfológicas, pese a ello, a continuación sólo se mencionaran las localizadas en la

región costa afuera del noroccidente de Venezuela (Figura 2.2).

Cuenca de Venezuela

Es un accidente geomorfológico delimitado al este por un alto submarino

complejo, mejor conocido como la Dorsal de Aves, donde se observa un patrón de

anomalías magnéticas someras y paralelas al margen, atribuidas a una expresión de

fallas de alto ángulo (Donnelly, 1994). Hacia el norte, la cuenca se extiende hasta la

Garganta de Muertos, mientras que al sur limita con el Cinturón Deformado del

Caribe Sur. La Cuenca de Venezuela presenta profundidades que varían entre los 4 y

5 km, haciéndose más somera en el centro y hacia el oeste, donde se extiende hasta la

25

Dorsal de Beata, la cual, es una estructura altamente asimétrica, con una ladera suave

hacia el oriente y abrupta hacia el occidente, con pendientes que oscilan entre 8° y

15°, donde se presentan una serie de horsts y grábenes (Donnelly, 1994).

Figura 2.2 Unidades geomorfológicas del Caribe al noroccidente de Venezuela


Cinturón Deformado del Caribe Sur y el Alto de Curazao

El Cinturón Deformado del Caribe y su continuación hacia el este como Alto

de Curazao se localizan en la región costa fuera de Venezuela y Colombia, está

conformado por una espesa secuencia de sedimentos altamente deformados que

interrumpen las secuencias sedimentarias no disturbadas de la Cuenca del Caribe y

que se observa claramente en los perfiles sísmicos de reflexión (Bellizzia, 1985). Esta

N

26

prominencia se extiende desde la Fosa de Los Roques en el este hasta el Valle de

Atrato en Colombia al oeste (Silver et al., 1975).

Fosa de Los Roques

Se ubica entre el Alto de Curazao y las Antillas Holandesas y es interpretada

por Silver et al, (1975) como una cuenca de más de 2000 m de sedimentos pelágicos

Terciarios y posibles estratos turbidíticos, que parece existir gracias al Alto de

Curazao.

Antillas Holandesas y Bloque Bonaire

La Antillas Holandesas son una serie de bloques que se encuentran levantados

y están ubicados al norte de las costas venezolanas, entre ellas se encuentran las islas

de Bonaire, Curazao y Aruba.

Las Antillas Holandesas están constituidas principalmente por rocas ígneas

submarinas (basaltos no orogénicos y de naturaleza oceánica) con edades que varían

desde el Albiense al Conaciense y cuyo origen ha sido asociado con el arco volcánico

de Villa de Cura (Bellizzia, 1985). Se consideran parte de la provincia tectono –

geomorfológica, Bloque Bonaire, el cual está comprendido entre el Alto de Curazao y

la Falla de Oca, que es una zona sísmicamente activa ubicada aproximadamente 40

km al sur de la línea de costa de Venezuela.

El Bloque Bonaire es considerado como un bloque rígido localizado entre las

placas Suramericana y del Caribe, está limitado al norte por una zona atípica de

subducción que buza hacia el sur denominada Cinturón Deformado del Caribe Sur,

que no se encuentra acompañada de vulcanismo, ni de actividad sísmica, debido

posiblemente a una lenta subducción o a una alta plasticidad de las rocas (Bellizzia,

1985); por su parte al sur se encuentra el Bloque de Maracaibo – Santa Marta,

limitado por los sistemas de fallas de Oca – Santa Marta – Bucaramanga – Boconó.

27

Las rocas volcánicas del Bloque Bonaire varían de basaltos a riolitas en

composición y están relacionadas químicamente a los basaltos de arcos primitivos de

islas y se caracterizan por un gran contenido de agua (Bellizzia, 1985).

Cuenca de Bonaire

Es una cuenca elongada que está limitada al Norte por las islas de la cadena

insular y al Sur por la Cordillera de la Costa venezolana, ostenta un espesor estimado

de unos 7 Km, es considerada como una cuenca de distensión y parece estar

relacionada genéticamente con la Cuenca de Grenada (Pindell et. al., 1988). Silver et

al. (1975) considera a la Cuenca de Bonaire como una continuación costa afuera de la

Cuenca de Falcón. Contiene más de 4000 m de depósitos cenozoicos, los cuales han

sido determinados a partir de información sísmica, por lo cual se puede decir que la

Cuenca de Bonaire consiste en una espesa sección sedimentaria que abarca el

intervalo Oligoceno – Reciente aunque no se descarta la presencia de remanentes del

Eoceno que fueron depositada en discordancia sobre un basamento ígneo-

metamórfico Mesozoico (Bellizzia, 1985).

2.1.3 Evolución geodinámica de la Placa Caribe

La evolución tectónica del Caribe ha sido objeto de controversiales

discusiones en las últimas décadas y ha generado numerosas hipótesis. En la

actualidad se está llegando a un consenso sobre la historia Jurásica y Cenozoica del

Caribe, sin embargo, la evolución Cretácica continúa en debate.

Debido a que la descripción del origen de la placa Caribe varía

marcadamente, han resultado las propuestas de dos modelos fundamentales: el

modelo Pacífico y el modelo llamado alternativo, que apoya un origen “in situ”.

El modelo Pacífico (Figura 2.3 a) propone la formación de la placa Caribe en

el océano Pacífico, en el Mesozoico Superior, justamente en el punto caliente de los

Galápagos, la cual posteriormente se desplazó por deriva continental hasta su

posición actual. Hoy por hoy un origen en el punto caliente de los Galápagos está

28

descartado, ya que implicaría un desplazamiento de la Placa Caribe de más de 400 km

(Meschede y Frisch, 1998), por lo cual Pindell y Kennan (2001) plantean un origen

para el Caribe basándose en la teoría del Pacífico, no obstante, tomando en

consideración una posición más cercana a las dos América.

El modelo “in situ” o intra – Americano es formulado por Meschede y Frisch

(1998) y en el mismo sugiere la formación de la placa Caribe por medio de la

extensión entre las dos Américas (Figura 2.3 b).

Figura 2.3 Principales modelos de la evolución de la Placa Caribe a) Modelo Pacífico y b) Modelo

intra – Americano (Modificado de Meschede y Frisch, 1998).

29

Según Meschede y Frisch (1998) los conflictos entre las dos diferentes

visiones de la evolución tectónica del Caribe se deben a las divergencias existentes en

las ocurrencias de los eventos, disposición de placas, el origen de los bloques y

terrenos (Antillas Mayores) y datos paleomagnéticos. Es importante señalar que los

dos tipos de modelos coinciden a principios del Cenozoico.

A continuación se contemplan algunos procesos globales ocurridos desde el

Jurásico hasta el reciente con la finalidad de explicar la formación y desplazamiento

de la placa Caribe, tomando en cuenta sólo la teoría del origen Pacífico según Pindell

y Kennan (2001), donde se parte de una reconstrucción del Pangea occidental después

del comienzo de la extensión continental y antes de la formación de la corteza

oceánica en el Atlántico central (Figura 2.4).

Figura 2.4 Reconstrucción del Pangea para el Jurásico Temprano (Pindell y Kennan, 2001).

30

Jurásico

Dado que en el Jurásico Norteamérica y Suramérica se encontraban unidas,

para resolver el problema de superposición de terrenos que se daría al tratar de

reconstruir el Pangea, se ubicaba al bloque de Yucatán en lo que actualmente es el

Golfo de Texas y Chortis al noroeste de Colombia y al sur de México. Para el

Oxfordiense Temprano (Figura 2.5) comienza la expansión oceánica entre las dos

Américas, debido a que la corteza estuvo sometida a un continuo proceso de

estiramiento, lo cual provocó la depositación de evaporitas en los bordes norte y sur

del Golfo de México, así como la ocurrencia de basaltos almohadillados tipo dorsal

oceánica en el cetro del golfo. Esta separación se tradujo de igual forma en un margen

pasivo a través del Golfo de México y la región Protocaribe. Del mismo modo en

México Central, se originó una expansión de retroarco con una orientación N – S

(Pindell y Kennan, 2001).

Figura 2.5 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Coloviense/Oxfordiense (Pindell y

Kennan, 2001).

31

Cretácico

En la misma época que ocurre la expansión oceánica, Yucatán comienza su

rotación con respecto a las dos Américas por medio de una ruptura ubicada al este del

golfo, que va propagándose hacia el sur (Pindell, 1985; Marton y Buffler, 1994). El

bloque de Yucatán alcanza su posición final respecto a Norteamérica en el Cretácico

Temprano luego de aproximadamente 30° de rotación, lo cual supuso un reacomodo

de la expansión en el Protocaribe, que pudo haber conectado a la Dorsal Atlántica con

el oeste de Suramérica en el Aptiense. Aunado con el final de la expansión en el golfo

se tiene la disminución de la extensión retroarco en México.

En el Aptiense (Figura 2.6), aproximadamente hace 120 Ma, se propone una

inversión de la polaridad de la subducción entre las dos Américas, debido a la

aceleración de la expansión en la Dorsal Atlántica (Pindell y Kennan, 2001), la

evidencia de este cambio de polaridad viene dada por la interpretación de datos

termocronológicos en rocas metamórficas, cambios estratigráficos en las Antillas

relacionadas con el cambio de magmatismo primitivo a calco – alcalino, correlación

con la orogénesis Severiana, así como el inicio de la clausura de la cuencas retroarco

de México y los Andes.

En esta misma época (120 Ma) la placa Caribe se separa de la placa Farallón y

lo más probable es que continua moviéndose más lentamente del noreste o este

relativo a Norteamérica. La separación rápida de las dos Américas produce una

subducción en el noreste del Caribe, mientras que en Colombia y Ecuador domina la

transcurrencia destral.

32

Figura 2.6 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Aptiense Temprano (Pindell y Kennan,

2001).

En el Albiense (Figura 2.7), el avance relativo hacia el este de la placa Caribe

provoca al cierre del retroarco Andino, lo cual provoca el comienzo del

levantamiento en la Cordillera Oriental de Ecuador, así como sedimentación clástica

gruesa en cuencas vecinas. Del mismo modo, Cuba Central comienza a migrar al este

respecto del Bloque de Chortis.

La migración en dirección noreste relativa a Norteamérica de la placa Caribe

pudo haber sobrecorrido la corteza continental y oceánica cercana al límite norte del

retroarco Andino dando lugar a terrenos metamórficos de alta presión y temperatura,

los cuales pueden ser encontrados en la isla de Margarita. En lo que respecta al norte

33

de Costa Rica se tiene el centro de expansión Kula – Caribe interceptando al Bloque

de Chortis, lo que le da consistente a la ausencia de vulcanismo en esa área durante

el Cretácico.

Figura 2.7 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Albiense Tardío (Pindell y Kennan,

2001).

Durante el Campaniense (Figura 2.8) el límite entre el Caribe y Suramérica se

hace más compresiva a causa de la disminución dramática de la tasa de divergencia

en el Protocaribe (Pindell et al., 1988; Pindell y Kennan, 2001). Este fenómeno

conllevó al enfriamiento debido a levantamientos en la Cordillera Central de

Colombia y Ecuador, y a la acreción de terrenos oceánicos a los Andes Ecuatorianos

(Pindell y Kennan, 2001). Por su parte, el Bloque de Chortis posiblemente empezó a

migrar hacia el este. Mientras que la subducción en el arco de Panamá – Costa Rica

34

pudo haberse acelerado, generando entonces vulcanismo de arco, el cual comienza a

moverse hacia México y Chortis con la placa Caribe hacia el noreste.

Según Duncan y Hargraves (1984) la placa Caribe se ve afectada por

vulcanismo esporádico hace 90 – 70 Ma, generando un engrosamiento de la corteza,

asociado al paso de la placa sobre el punto caliente de Galápagos. Sin embargo,

actualmente es aceptado que la placa Caribe nunca estuvo tan al oeste como para

haber sido afectado por dicho punto caliente (Pindell y Kennan, 2001), quizás

inexistente para aquel entonces. Vale acotar que se cree que el horizonte basáltico B”

fue generado por otro punto caliente de ubicación desconocida, probablemente

asociado al evento superpluma del Cretácico.

Figura 2.8 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Campaniense Temprano (Pindell y

Kennan, 2001).

35

En lo que respecta al Maastrichtiense (Figura 2.9) se da inicio al

sobrecorrimiento que afectan la península de la Guajira en noroccidente de Colombia

y ocurre el levantamiento y migración hacia el noreste de Bloque Antioquia, producto

de la subducción del Caribe bajo Suramérica. En el mismo periodo se da la migración

hacia el noreste de la deformación andina, llegando al occidente de Maracaibo.

Figura 2.9 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Maastrichtiense (Pindell y Kennan,

2001).

Terciario

Pindell y Kennan (2001) reconstruyen el desplazamiento Terciario de la

Antillas Mayores para poder describir el traslado de la placa Caribe por el espacio

limitado entre Yucatán y la Guajira.

36

En el Paleoceno (Figura 2.10) comienza la subducción del protocaribe bajo lo

que era el margen pasivo de Suramérica y el levantamiento del Norte de la Serranía

del Interior Central. La subducción provoca un acomodo de la convergencia lenta

entre norte y sur América. En el mismo sentido, el “Gran Arco” de las Antillas

empieza a expandirse al atravesar el estrecho entre Yucatán y Suramérica, debido a la

cantidad de espacio disponible, resultando en la creación de las cuencas de Yucatán y

Grenada.

Figura 2.10 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Paleoceno Tardío (Pindell y Kennan,

2001).

La extensión de la cuenca de Grenada comienza en el Eoceno, posiblemente

con una componente N – S y con una cierta transcurrencia, ya que el arco en esta

zona se encontraba oblicuo a la dirección de migración. Para el Eoceno Medio

37

(Figura 2.11) se produce el emplazamiento de las Napas de Lara (Pindell et al.,

1988). En el borde noroeste de la placa Caribe ocurre la acreción el arco de Panamá –

Costa Rica contra al Bloque de Chortis, asimismo, en el Eoceno Medio finaliza el

magmatismo de arco en la Provincia de Oriente, La Española y Puerto Rico e Islas

Vírgenes como consecuencia de la colisión. Finalmente, el Bloque de Chortis

efectivamente comienza a moverse como parte de la placa Caribe y no existe más

subducción debajo del Alto de Nicaragua (Pindell y Kennan, 2001). En este periodo

también se forma la Garganta de Caimán, por transcurrencia sinestral, dado la deriva

hacia el oeste de las Américas, acomodando el desplazamiento relativo entre

Norteamérica y el Caribe, que comienza a moverse más hacía el este respecto a

Suramérica.

Figura 2.11 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Eoceno Medio (Pindell y Kennan,

2001).

38

En el Oligoceno Temprano (Figura 2.12) sigue la colisión entre el Caribe y

Suramérica, resultando en el emplazamiento de la cuenca “foredeep” (Antefosa) y el

frente de corrimiento de Venezuela de oeste a este, alcanzando la Subcuenca de

Maturín para el Mioceno Medio. En el oeste de Venezuela la convergencia entre

Suramérica y el Caribe y la acreción del terreno produce la subducción plana del

Caribe por debajo del Bloque de Maracaibo. Del mismo modo, para el Mioceno

Medio continúa la colisión del Arco de Panamá con Colombia, iniciada en el

Oligoceno, provocando el escape del Bloque de Maracaibo hacia el noreste.

Figura 2.12 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Oligoceno (Pindell y Kennan, 2001).

En el Mioceno Tardío (Figura 2.13) se produce un cambio en la dirección de

desplazamiento del Caribe respecto a las dos Américas, para el caso de Suramérica

39

cambia 105° a 85° y para Norteamérica cambia prácticamente de este a

aproximadamente 70° (Pindell et al., 1988) lo cual genera posteriormente un régimen

transtensional en el margen sureste de la placa Caribe.

Figura 2.13 Reconstrucción de la evolución del Caribe para el Mioceno Tardío (Pindell y Kennan,

2001).

2.2 Margen norte de la placa Suramericana

El margen norte de la placa Suramericana presenta como característica más

resaltante su interacción con la placa Caribe, la cual es la responsable de la expresión

geomorfológica que se extiende desde Trinidad y Tobago hasta la parte oeste de

Colombia denominada Sistema Montañoso del Caribe, el mismo está constituido por

40

una compleja superposición de napas corridas hacia el sur en la parte norte de

América del Sur y hacia el este en la región occidental de Colombia (Bellizzia, 1985).

El margen norte de la Placa Suramericana tiene sus orígenes en el Triásico

Tardío cuando el supercontinente Pangea se fragmentó, lo que trajo como

consecuencia la deriva de Norteamérica con respecto a Suramérica y generó un

margen continental pasivo tipo Atlántico. La presencia de ofiolitas alpinas y rocas

metamórficas de alta presión en los bordes alrededor de la placa Caribe en

Guatemala, Cuba, la Española, Jamaica, Puerto Rico, Venezuela y Colombia, es

considerada como clara evidencia de convergencia (subducción u obducción), durante

el Mesozoico y Terciario Temprano (Bellizzia, 1985).

La geodinámica de la zona norte de la placa Suramérica según Duerto (1998)

se puede describir brevemente en seis periodos tectónicos; primeramente se tiene la

apertura Jurásica responsable de la formación de grábenes y otras estructuras

asociadas, rellenadas con sedimentos continentales, seguido por el desarrollo del

margen pasivo y subsidencia del Cretácico con la aparición de una plataforma

carbonática.

A partir del Cretácico Tardío hasta el Paleoceno tuvo lugar la colisión de un

arco de islas contra el borde occidental de Colombia, mientras que los

emplazamientos de las napas del Caribe en el occidente de Venezuela se dieron en el

Paleoceno al Eoceno Medio con incremento en la tasa de convergencia en Colombia,

y la formación de la cuenca foreland en Venezuela. Posteriormente se produjo un

régimen transpresivo en el Eoceno Tardío y el Mioceno Medio que finalizó con el

levantamiento de la Serranía de Perijá y de Los Andes de Mérida desde el Oligoceno

al Plioceno debido a la colisión de los terrenos de Baudo – Chocó contra Colombia.

En el Plioceno – Pleistoceno una compresión EW refuerza el depocentro del norte de

los Andes.

41

2.3 Marco tectónico de la región noroccidental

En la región noroccidental es posible diferenciar dos grandes unidades

geomorfológicas, las cuales son: la Cuenca de Maracaibo y el eje andino venezolano.

No obstante, a continuación también se hará referencia a las unidades

geomorfológicas más resaltantes de los estados Falcón, Lara, Barinas y Apure.

2.3.1 Andes de Mérida

Los Andes de Mérida son una cadena montañosa, cuya elevación máxima es

de unos 5000 msnm, además, posee una orientación N45°E; tienen unos 36.120 km2

de extensión y constituyen una prolongación de los Andes colombianos orientales,

que al llegar al Nudo de Pamplona se bifurcan en dos cadenas: la Cordillera de los

Andes y la Sierra de Perijá, que en conjunto abarcan aproximadamente el 6% de la

superficie territorial venezolana. Sin embargo, entre los Andes de Mérida y la

cordillera oriental colombiana no existe relación genética directa (Audemard y

Audemard, 2002).

Los Andes venezolanos propiamente dichos comienzan en el suroeste en la

depresión del Táchira, desde donde se extienden en dirección noreste hasta la

depresión de Barquisimeto-Acarigua en los Estados Lara y Cojedes. A lo largo de sus

300 km de longitud aproximada y 80 km de ancho, constituye una vasta divisoria

entre las cuencas hidrográficas de los ríos Apure y Orinoco al sur, y del Lago de

Maracaibo, Mar Caribe al norte, sin valles transversales de importancia. En contraste,

los valles longitudinales constituyen profundas hendiduras, frecuentemente

relacionadas con fallamiento. Las cadenas septentrionales caen hacia el noreste, en la

depresión de Barquisimeto y continúan en la Sierra de Aroa, mientras que la cadena

meridional es continua morfológicamente en la Sierra de Nirgua y el Sistema

Montañoso del Caribe.

A diferencia de la mayoría de los andes suramericanos, los de Mérida no son

producto de orogénesis relacionada con subducción de tipo B, éstos se elevaron

42

durante el Mioceno Medio, como consecuencia directa de la interacción entre la placa

Caribe y la placa Suramericana (WEC, 1997). Audemard y Audemard (2002)

consideran que la interacción con la Placa de Nazca y la Placa Caribe también

aportaron a la orogénesis de los Andes de Mérida (Figura 2.14).

Figura 2.14 Marco tectónico del noroccidente de Suramérica (Modificado de Cerón et al., 2007).

La colisión del Arco de Panamá contra el noroccidente del continente

suramericano, en el Mioceno, produjo que se levantaran unos Andes menos

prominentes que los actuales. Junto con este levantamiento se da inicio a la

43

depositación de material molásico a lo largo de ambos flancos de la cadena andina

(formaciones Parángula e Isnotú) (Audemard 1993). Más tarde en el Mioceno

superior se produce la generación de la cuenca antepaís Barinas – Apure y la

separación de ésta de la Cuenca de Maracaibo (Audemard y Audemard, 2002;

Audemard, 2003). Finalmente la existencia de las morrenas, producto de la última

glaciación, desplazadas varias decenas de metros son evidencias, según Schubert

(1983), que el movimiento tectónico de los Andes se mantuvo durante el Holoceno;

mientras que en el Plio – Cuaternario el levantamiento se acelera como consecuencia

de la convergencia oblicua relativa entre el Bloque de Maracaibo en el ONO y la

placa Suramericana en el ESE.

Actualmente el levantamiento de los Andes de Mérida es provocado por la

transpresión entre Suramérica y el Bloque de Maracaibo, la cual, se superpone a los

efectos asociados a la colisión del Arco de Panamá durante el Mioceno (Audemard y

Audemard, 2002). En cuanto a la estructura interna de los Andes está fue descrita por

Colletta et al. (1997) como una estructura compresional de flor positiva (Figura 2.15).

Figura 2.15 Estructura en flor de los Andes de Mérida (Modificado de Colletta et al., 1997).

44

2.3.2 Sierra de Perijá

Aproximadamente en el paralelo 9°N se desprende de la Cordillera Oriental

de Colombia, de rumbo N20°O, la Sierra de Perijá, que se inicia con rumbo N20E,

estrechamente relacionada con la Cordillera de los Andes, tanto en lo estratigráfico

como en lo tectónico. El sector sur, o Sierra de los Motilones, constituye una

divisoria de aguas bastante simple entre el valle del río César en Colombia y la

cuenca del Lago de Maracaibo en Venezuela, con alturas que excepcionalmente

alcanzan los 2.600 m. No obstante, la Sierra de Perijá presenta 3650 msnm, como su

mayor elevación.

En su extensión de unos 18.000 km2, la Sierra de Perijá está sostenida por

rocas ígneas, metamórficas del Precámbrico, unidades del Paleozoico y,

especialmente, rocas mesozoicas estratificadas que imparten a su geomorfología sus

características más distintivas. Topográficamente, debajo de los aluviones

horizontalmente estratificados y las rocas neógenas de la cuenca de Maracaibo, al

este, presenta un frente monoclinal buzante en dirección ESE; las más altas

elevaciones de la sierra son relevantes por la presencia de rocas paleozoicas del

basamento deformado, rocas jurásicas y rocas del Cretácico al Holoceno.

En lo que respecta al levantamiento de la Serranía de Perijá éste se asocia por

lo general al levantamiento de los Andes de Mérida; por lo tanto, se tiene que el

mismo inicia durante el Mioceno Superior como consecuencia de las primeras etapas

de la colisión del Arco de Panamá contra el continente suramericano y prosigue

durante el Plio-Cuaternario; con velocidades estimadas por Hall y Wood (1985) entre

11 – 16 mm/año durante el Cuaternario. Sin embargo, Duerto et al. (2006) sugiere

que el levantamiento de la Serranía de Perijá viene asociado a la reactivación positiva

de un sistema de fallas jurásicas durante el Cenozoico.

2.3.3 Bloque Maracaibo

Es considerado como un bloque independiente (corteza continental) que posee

una forma triangular, que se haya delimitado por el sistema de falla de Oca – Ancón

45

al norte, Santa Marta – Bucaramanga al oeste y Boconó al este. Se formó por la

interacción entre la Placa Caribe, la Suramericana y la de Nazca (Audemard y

Audemard, 2002). Según Audemard y Audemard (2002) la expulsión de este bloque,

como la del Bloque Bonaire, tiene como origen la compresión generada por el Bloque

de Panamá contra Suramérica (evento que, como se ha descrito con anterioridad,

controla la orogénesis de los Andes de Mérida y de la Serranía de Perijá) (Figura

2.16).

Figura 2.16 Esquema noroccidente de Venezuela, hacia el oeste se aprecia el Bloque de Maracaibo

(FUNVISIS, 2013).

2.3.4 Cuencas de Venezuela

Sobre el territorio venezolano yacen cinco grandes cuencas sedimentarias (Figura

2.17), todas con gran potencial petrolero.

Las cuencas abarcan de este a oeste y se hayan distribuidas de la siguiente

manera: en la zona noroccidental se encuentran la Cuenca de Maracaibo y la Cuenca de

Falcón, en la región costa afuera del nororiente del país se localiza la Cuenca de

Margarita, hacia el área centro – oriental está la Cuenca Oriental dividida en la

N

46

Subcuenca de Maturín al este y la Subcuenca de Guárico al oeste. Finalmente al suroeste

del país se encuentra la Cuenca de Barinas-Apure.

Para el caso de la siguiente investigación sólo se tomaran en cuenta las cuencas

de Maracaibo, Falcón y Barinas- Apure; las cuales son estructuras geológicas resaltantes

de la región en estudio.

Figura 2.17 Principales cuencas petrolíferas de Venezuela (Schlumberger Oilfield Services, 1997).

Cuenca de Maracaibo

La cuenca de Maracaibo está ubicada en la región noroccidental de

Venezuela. Se extiende sobre toda el área ocupada por las aguas del lago y los

terrenos planos o suavemente ondulados que la circundan y que de modo general,

pueden delimitarse como sigue: al oeste-noreste por el piedemonte de la Sierra de

Perijá, al oeste-suroeste por la frontera colombiana hasta un punto sobre el río

Guarumito, 12,5 km. Al oeste de la población de La Fría; al sureste por el piedemonte

andino desde el punto mencionado hacia el río Motatán, ligeramente al este del cruce

de Agua Viva; al este-noreste por la zona de piedemonte occidental de la Serranía de

Trujillo y una línea imaginaria dirigida al norte hasta encontrar la frontera de los

estados Zulia y Falcón, donde puede observarse un pequeño saliente hacia el este en

la región de Quiros y en su parte norte, por la línea geológica de la falla de Oca.

N

47

La extensión de este trapezoide, de aproximadamente 52.000 km2, donde se

han acumulado más de 10 km de espesor de sedimentos, cuyas edades se extienden

desde el Cretácico hasta el Reciente; constituye la cuenca petrolífera más rica de

América del Sur (PDVSA-Intevep, 1997); corresponde políticamente en su mayor

parte al estado Zulia y extensiones menores a los estados Táchira, Mérida y Trujillo.

Las líneas mencionadas anteriormente son bastante arbitrarias en sentido fisiográfico

y geológico, pero corresponden en realidad al carácter geo-económico de la cuenca

petrolífera como tal.

Tectónicamente, la cuenca de Maracaibo (Figura 2.18), se relaciona con el

levantamiento post-Eoceno de la Sierra de Perijá y de la Cordillera de los Andes. La

gran masa de agua que ocupa la parte central de la cuenca está enmarcada por

llanuras casi sin relieve, parcialmente anegadizas, que se extienden hasta las

estribaciones de las serranías circundantes, donde afloran rocas de edad variable entre

el Terciario Inferior y el Precámbrico.

La cuenca de Maracaibo presenta dos sistemas de fallas principales en la

dirección NNE, Icotea y Pueblo Viejo. Según Lugo et al. (1992), desde el Jurásico

hasta el Eoceno Inferior a Medio, el desplazamiento de las fallas es normal y está

asociado al régimen de apertura continental iniciado en el Jurásico. Luego se tiene

una inversión tectónica durante los sistemas transpresivos del Eoceno Tardío y

Mioceno Medio a Plioceno con un periodo pasivo intermedio. Finalmente se tiene

otra inversión durante el periodo de compresión EW iniciado en el Plioceno-

Pleistoceno. Sin embargo la falla principal desde el punto de vista de un sistema

transpresivo regional es la falla destral de Oca (Lugo et al., 1992), la cual está

orientada en dirección EW y es considerada como una falla destral de poco

desplazamiento a lo sumo unos 20 km, causado al parecer por el movimiento relativo

hacia el este de la placa Caribe con respecto a la placa de Sur América (Feo

Codecido, 1972).

48

Figura 2.18 Corte estructural NW – SE a través de la Cuenca de Maracaibo desde los Andes de

Mérida hasta la Sierra de Perijá (WEC, 1997).

Cuenca de Falcón

La cuenca de Falcón está ubicada al noroccidente de Venezuela y abarca el

estado Falcón, el este del estado Zulia y la parte septentrional de los estados Lara y

Yaracuy. Es una depresión angosta con una extensión 36.000 km2 (Audemard,

1995b), de tendencia casi este – oeste y está compuesta mayormente de rocas

sedimentarias de edad Oligoceno – Mioceno, que fueron depositadas por una serie de

surcos de rumbo NO – SE y NE – SO (Wheeler, 1963) (Figura 2.19). Hacía el

occidente de la Cuenca de Falcón los sedimentos se encuentran en contacto con la

plataforma carbonática de Maracaibo, en la parte central y oriental los sedimentos se

encuentran sobre al alóctono Caribe que fue emplazado durante la fase compresiva de

edad Paleoceno – Eoceno Temprano (Audemard, 1995b).

49

Figura 2.19 Mapa paleográfico del noroccidente de Venezuela en el Mioceno Temprano (González de

Juana et al., 1980).

La cuenca tuvo su máxima extensión entre el Oligoceno y el Mioceno

Temprano y para ese momento presentaba una forma elongada en dirección este –

oeste, abierta hacia el este en continuidad con la cuenca Bonaire, presentando una

zona más angosta en su parte central. Estaba limitada tanto al oeste como al sur por

zonas positivas y al norte se encontraba cerrada por el alto de Paraguaná. Boesi y

Goddard (1991) elaboran un modelo conceptual para representar la forma de la

cuenca, basados en un modelo previamente planteado por Wheeler (1993) y González

de Juana et al. (1980). El modelo se (Figura 2.20) basa en la existencia de “horsts” y

“grabenes” de rumbo NO – SE hacía el norte de la cuenca, lo que explica la presencia

de zonas levantadas (Paraguaná, Antillas Holandesas) y deprimidas (Surco de

Urumaco y cuencas entre las islas).

50

La geodinámica entre las placas Caribe y Suramérica es la principal

responsable del desarrollo de la cuenca de Falcón. Los diversos autores coinciden en

una evolución Cenozoica polifásica de la cuenca (Audemard, 1995a, 1995b). Sin

embargo, el mecanismo de formación de la cuenca no se ha esclarecido en su

totalidad. Actualmente existen dos modelos que explican la formación de la cuenca y

aunque ambos coinciden en que fue generada por extensión, la geometría y dirección

varían. Estos modelos corresponden a: (1) Cuenca en tracción (Boesi y Goddard,

1991; Muessig, 1984; Silver et al., 1975). (2) Cuenca tipo retro – arco como la

extensión de la cuenca de Granada (Audemard, 1993, 1995a, 1995b).

Figura 2.20 Modelo conceptual de la Cuenca de Falcón (Modificado de Boesi y Goddard, 1991).

51

Cuenca Barinas – Apure

La cuenca Barinas – Apure es una depresión estructural situada en el centro –

occidente de Venezuela, limitada hacia el noreste por los Andes venezolanos; al norte

por la prolongación occidental de la Serranía del Interior Central y al este y noreste

por el Arco del Baúl; al sur separada de las cuencas de los llanos por un alto

gravimétrico situado entre los ríos Apure y Arauca (Gonzales de Juana et al., 1980).

Presenta una superficie de 87.000 km², está integrada por los estados Apure, Barinas y

Portuguesa, y un volumen de sedimentos de 167.000km3 en los estados Barinas y

Apure, parte de Portuguesa y Táchira meridional. Abarca dos subcuencas separadas

por el Arco de Santa Bárbara, la subcuenca de Barinas que ocupa la mayor parte de la

cuenca a través de los estados Barinas y Apure, y la Uribante ubicada a oeste de

Apure.

Contiene un máximo de 5 km (16.500 pies aproximadamente) de sedimentos

cretácicos y post-cretácicos los cuales se encuentran depositados discordantemente

sobre un basamento ígneo – metamórfico pre-cretácico. Es importante resaltar que

lateralmente esta cuenca se correlaciona con la de Maracaibo, ya que el origen de

ambas es similar y no es sino hasta el levantamiento de los Andes Venezolanos,

durante el Terciario que se separan (Figura 2.21).

Figura 2.21 Corte conceptual de la Cuenca Barinas – Apure (Yoris y Ostos, 1997).

52

El flanco Norte de la cuenca se desarrolla principalmente en el pie de monte

Suroriental de los Andes y presenta una pendiente mayor que su similar meridional.

Está caracterizado por la presencia de dos anticlinales: el de Quebrada Seca y el de

Barinitas, que muestra sedimentación Eocena en su parte superior e inclinación hacia

el Noroeste. Su extremo Noroeste está cortado por la falla de la Soledad (González de

Juana et al., 1980).

Para el flanco Sur, el buzamiento exhibe cierta regularidad, manifestado por

curvas estructurales que a diversos niveles conservan cierto paralelismo ajustado a la

forma de la depresión (Feo Codecido, 1972). En la parte central se reconoce un alto

en el basamento (en el tope del Cretácico) asociado con el Arco de Mérida. A partir

del Cretácico, el flanco Sur sufrió leves deformaciones y es por ello que no ostenta

efectos compresivos importantes, siendo sus principales estructuras fallas normales

de rumbo E-O y N-NE, que ocasionan levantamientos menores y bloques ligeramente

arqueados entre ellas (González de Juana et al., 1980). Para el caso de esta cuenca, la

roca madre por excelencia es la Formación Navay, de edad Cretácico Tardío, cuyas

facies son equivalentes laterales a las de la Formación La Luna y se han encontrado

rocas madre de importancia secundaria en el Grupo Orocué (Formación Los Cuervos)

pero ésta sólo se habría generado en los depocentros más profundos, asociados con la

acumulación de grandes espesores de molasa por el levantamiento andino.

2.3.5 Napas de Lara

Según Bellizzia (1972) el Sistema Montañoso del Caribe se extiende desde la

Deflexión de Barquisimeto (en el occidente) hasta la Península de Araya – Paria (en

el oriente), prolongándose hasta la Cordillera Septentrional de Trinidad en su lado

este, y hasta la Península de la Guajira y Sierra Nevada de Santa Marta al oeste. El

mismo, se haya localizado en la región norte – costera de Venezuela y está definido

como un complejo orográfico caracterizado por una topografía elevada y un relieve

accidentado, con una extensión de 29.000 km2 y que forma un cinturón alargado en

dirección E – O.

53

Este Sistema Montañoso del Caribe presenta rocas que tienen edades que van

desde el Mesozoico hasta el Cenozoico y está formado por una superposición de

napas tectónicas, las cuales son conocidas como Napas de la Cordillera de la Costa,

Napa de Caucagua – El Tinaco, Napa Ofiolítica de Loma de Hierro – Paracotos, Napa

del Paleo – Arco de Villa de Cura, la Napa Piemontina y Napas de Lara.

Las napas le otorgan al Sistema Montañoso del Caribe una gran variedad

litológica y estructural (Bellizzia, 1972). De igual forma, estas estructuras han sido

construidas sobre unidades tectónicas de origen continental y oceánicas, las cuales

han sido superpuestas y han sufrido extensa deformación y metamorfismo como

consecuencia de la transcurrencia destral E – O del sistema de fallas de San

Sebastián, El Pilar y La Victoria (Giunta et. al., 2002).

Las Napas de Lara son una serie de rocas alóctonas, con un bajo grado de

metamorfismo (formaciones Barquisimeto y Bobare) y sedimentarias (Formación

Matatere), provenientes de zonas del noroeste que se desplazaron sobre las rocas

autóctonas terciarias y cretácicas del margen pasivo de la Cordillera de los Andes.

Entre finales del período Cretácico e inicio del Terciario comienza a emplazarse

sobre el margen pasivo del norte de América del Sur, una serie de rocas alóctonas

genéticamente iguales a la Cordillera Occidental de Colombia; esta a su vez formada

por la colisión de placas oceánicas del Pacífico contra la Cordillera Central durante el

Cretácico Tardío (Pestman et al., 1998), sobre las regiones de los actuales estados

Falcón y Lara.

2.4 Fallas y sistemas de fallas asociados en la región noroccidental

En la región noroccidental es posible identificar varias fallas o sistemas de

fallas principales de carácter regional, estas son caracterizadas por los rasgos

estructurales particulares a través de las montañas de la cordillera. Principalmente la

región noroccidental está atravesada en sentido suroeste – noreste por la falla activa

destral de Boconó (Schubert, 1980).

54

La falla de Boconó presenta una tendencia NE - SO con desplazamiento del

tipo transcurrente destral. Corre ligeramente oblicua al eje de los Andes de Mérida y

alcanza las costas del Caribe hacia el norte, de este modo se extiende por más de 500

km entre la depresión del Táchira en la frontera entre Venezuela y Colombia, y la

población de Morón en las costas del Caribe venezolano (Audemard y Audemard,

2002). En su extremo norte, el sistema de Fallas de Boconó cambia de dirección (en

unos 45° al este) donde se conecta con el sistema de fallas destrales activo de San

Sebastián – Morón, el cual se encuentra compuesto por grandes fallas rumbo

deslizantes de dirección aproximada este – oeste; se ubican a todo lo largo del margen

norte de Suramérica, principalmente en su región central, prolongándose sobre el

continente y por debajo (zona marina) (Schubert, 1980).

El área occidental también se encuentra gobernada por el sistema de fallas de

Icotea y Pueblo Viejo y las falla de Oca Ancón y Valera, los cuales son los elementos

mayores e importantes en la estructuración de la cuenca de Maracaibo (Lugo et al.,

1992). Esta misma zona se encuentra enmarcada dentro de tres importantes

alineamientos estructurales: la falla de Boconó, la falla de Oca y la falla de Santa

Marta en Colombia conforman un bloque triangular denominado bloque triangular

Maracaibo (Audemard y Audemard, 2002; Molnar y Sykes, 1969; Soulas, 1985) tal

como se ha mencionado anteriormente.

Por su parte la falla de Oca, se extiende por unos 300 km en sentido general E

– SE desde el borde norte de la Sierra Nevada (Santa Marta – Colombia) hasta llegar

a la isla de Toas, la cual se enlaza con la falla de Ancón (transcurrente destral), que

atraviesa la cuenca de Falcón y cuyo plegamiento regional es causado por esta

transcurrencia. Dicho sistema de fallas presenta un desplazamiento calculado de unos

30 Km (Audemard y Giraldo, 1997).

A parte de la imponente falla de Ancón en Falcón, otras fallas menores que

afloran en dicha región son las Fallas de Socremo, Araurima, Manrique y Duaca –

Aroa (Audemard, 1997).

55

La falla de Valera forma parte de un sistema de fallas que con dirección

general noreste se desprende de los Andes y alcanza una longitud de 220 a 240 km de

extensión total, teniendo un desplazamiento netamente sinestral (Soulas, 1985).

Por último, al Sur, se tiene lo que es el sistema de fallas de Apure que fue

considerado por Feo Codecido et al. (1984) como un contacto de tipo tectónico entre

rocas de edad Precámbrico pertenecientes al Escudo de Guayana y rocas paleozoicas

del basamento de la cuenca sedimentaria presente en la región de los llanos

venezolanos.

56

3. INTERACCIÓN ENTRE LAS PLACAS CARIBE Y

SURAMÉRICA

Debido a la gran complejidad de la interacción intraplaca Caribe –

Suramérica, a lo largo de los últimos años se han realizado numerosos estudios

geofísicos, los cuales han contribuido de manera significativa con la comprensión de

la evolución geodinámica y tectónica del margen norte de Suramérica. Estos estudios

han dado a conocer un sinfín de evidencias (la principal es el Cinturón Deformado del

Caribe Sur) que sustentan la existencia de una lámina de subducción, que se prolonga

por debajo de Suramérica, producto de la colisión entre las placas tectónicas Caribe y

Suramérica, además, dichos estudios han proporcionado una cantidad considerable de

modelos geológicos del subsuelo, de la zona noroccidental, que reflejan distintos

estilos de subducción posibles y las distintas profundidades viables a las que se

prolonga la lámina de subducción.

Partiendo entonces de lo anteriormente mencionado, a continuación se

presentaran los diferentes trabajos, realizados en la zona noroccidental del territorio

venezolano, en los cuales se menciona a la lámina de subducción, ya que, estos

representaran la base teórica del presente trabajo que se propone probar todas los

posibles estilos de subducción de la interacción Caribe – Suramérica, para de ese

modo determinar el que mejor se ajuste a las condiciones geológicas y geofísicas de

la zona en estudio.

3.1 Modelos gravimétricos de la Interacción Caribe – Suramérica

En 1994 Van der Hilst y Mann, a partir de un estudio de tomografía sísmica,

concluyen que existen dos láminas subductantes por debajo de Suramérica (placa

Caribe y placa Nazca), prolongándose varias centenas de kilómetros en profundidad

(Figura 3.1).

57

Figura 3.1 Modelo de las láminas subductantes (Maracaibo y Bucaramanga), donde se muestra la

geometría y extensión de las mismas. (Modificado de Van der Hilst y Mann, 1994).

En la región de Falcón, Sousa et al. (2005), a partir de la integración de datos

geológicos y geofísicos plantean un conjunto de modelos gravimétrico – magnéticos

que muestran variabilidad en las profundidades de prolongación de la lámina de

subducción (somera, intermedia y profunda) y en lo que respecta a la presencia del

Bloque Bonaire. A partir del análisis de los 6 modelos propuestos con las diferentes

alternativas de subducción, concluyeron que los dos mejores modelos, eran el modelo

de subducción somera y el de subducción profunda (Figura 3.2) en los cuales se

consideraba la presencia del Bloque Bonaire. No obstante, el que mejor se ajustaba a

la respuesta gravimétrica era el modelo de subducción somera.

58

Figura 3.2 Modelo gravimétrico – magnético a) con lámina de subducción somera y b) con lámina de

subducción profunda (Modificado de Rodríguez y Sousa, 2003).

Bezada (2005) en los estados Lara – Falcón, partiendo de un estudio geofísico

donde trabajó con datos sísmicos y gravimétricos, genera un modelo gravimétrico, en

donde se aprecia la subducción de la placa Caribe por debajo de la Suramérica,

teniéndose de este modo un buen ajuste en las respuestas gravimétricas (Figura 3.3).

En dicho trabajo estima una profundidad de 20 km, así como un adelgazamiento de la

corteza continental bajo la Cuenca de Falcón, con una profundidad de Moho de 27

km en la población de Aracuá, al oeste de la zona de investigación.

59

Figura 3.3 Modelo gravimétrico en el noroccidente de Venezuela con lámina de subducción (Bezada,

2005).

Por otra parte Quijada (2006) partiendo de un estudio de inversión

gravimétrica elabora un modelo con un perfil N – S, en el cual se puede observar un

contraste de densidad entre la corteza y el manto. La subducción se visualiza hacia el

Norte por debajo de la superficie de Moho, donde se aprecia una capa de menor

densidad (Figura 3.4).

60

Figura 3.4 Secciones de densidad a lo largo de los perfiles seleccionados en dirección norte – sur al

noroccidente de Venezuela (Quijada, 2006).

Posteriormente Garzón y Ughi (2008) con perfiles gravimétricos en los

meridianos 68° W y 69° W, realizan un estudio mediante el análisis de flexión de

placa en la región noroccidental de Venezuela, tomando al modelo gravimétrico que

exhibe una lámina de subducción somera por debajo de la placa Suramericana como

el de mejor ajuste (Figura 3.5a y 3.5b). Además presentan que la discontinuidad de

Mohorovicic reduce en profundidad de sur a norte, encontrándose profundidades al

sur de 35 km y al norte de 15 km.

61

Figura 3.5 Modelo gravimétrico con lámina de subducción somera a) propuesto para el perfil 69° W y

b) propuesto para el perfil 68° W (Garzón y Ughi, 2008).

62

Orellana (2008) realiza dos modelos gravimétricos en los cuales toma en

consideración, para su análisis de flexión de placas, a la configuración de la lámina de

subducción somera (Figuras 3.6a y 3.6 b).

Figura 3.6 Modelo gravimétrico con lámina de subducción somera a) propuesto para el perfil N65°W

y b) propuesto para el perfil N15° (Orellana, 2008).

63

Los estudios de índole geofísico se han llevado a cabo a lo largo de toda la

zona norte del territorio venezolano, por lo cual seguidamente se hará referencia a

uno de los estudios realizados en la zona nororiental, debido a que en el mismo se

representa una posible configuración de la lámina de subducción para la zona

noroccidental de Venezuela.

Giraldo et al. (2002) partiendo de algunos modelos corticales ya publicados,

proponen sobre una sección regional orientada N – S, varias posibles interpretaciones

geodinámicas coherentes del margen septentrional de Venezuela en el oriente del

país, desde el río Orinoco hasta la placa Caribe, pasando por Barcelona, basándose en

datos de sísmica de refracción adquiridos en un trabajo conjunto (Proyecto ECCO)

entre PDVSA, FUNVISIS y USB. Los tres modelos corticales propuestos se

observan en la figura 3.7, donde:

I. La zona de subducción al norte se extiende por debajo de la corteza continental con

un ángulo de 20 grados. El sistema de fallas dextrales de El Pilar, sería subvertical

con el buzamiento elevado al norte, como una falla transcurrente.

II. La zona de subducción, alcanza los 100 km debajo de Barcelona, según la

estimación de Van der Hilst (1990). La falla de El Pilar quedaría limitada al orógeno

en flotación, tal como en el caso anterior.

III. La zona de subducción tendría un ángulo muy bajo y la falla de El Pilar afectaría

la corteza continental, hasta la lámina de subducción. De esta manera delimitaría al

norte un bloque cortical que se desplaza al este con respecto a la placa Suramericana,

que se mueve actualmente al oeste.

64

Figura 3.7 Modelos propuestos para el transepto geodinámico entre la Placa Caribe y el Cratón de

Guayana (Giraldo et al., 2002).

65

4. VALIDACIÓN ESTADÍSTICA Y PROCESAMIENTO DE LOS

DATOS GRAVIMÉTRICOS

4.1 Fuente de los datos gravimétricos, topográficos y batimétricos

Los datos gravimétricos, topográficos y batimétricos empleados en esta

investigación se obtuvieron de la recopilación publicada periódicamente en el Scripps

Institution Of Oceanography, de la Universidad de California en San Diego (UC Dan

Diego, EEUU; Sandwell and Smith, 2009), se descargaron en formato ASCII_XYZ

con 1 minuto de arco entre cada valor (0.016°). Para acceder a los mismos se recurrió

al link http://topex.ucsd.edu/., dichos datos están calculados por el satélite altimétrico

TOPEX/Poseidon, el cual se encuentra bajo el control conjunto de la Administración

Nacional de la Aeronáutica y el Espacio ubicado en EE.UU (siglas en inglés, NASA),

y el Centro Nacional de Estudios Espaciales ubicado en Francia (siglas en inglés,

CNES).

Inicialmente los datos comprendieron información de latitud, longitud y valor

de anomalía para el caso de los datos de gravedad, mientras que para los datos

topográficos se dispuso de información de latitud, longitud y cota; con un total de

132.791 datos.

Los datos obtenidos contenían Anomalías de Aire Libre, por lo que fue

necesario realizar las correcciones de Bouguer y topográficas a los datos, para la

obtención de la Anomalía de Bouguer Completa. Las Anomalías de Bouguer fueron

calculadas usando una densidad estándar de 2,670 g/cm3

y 1,025 g/cm3, densidad del

continente y del agua marina, respectivamente.

4.2 Validación estadística de los datos gravimétricos

Con la finalidad de establecer la calidad y distribución de los datos

gravimétricos, se sometieron los mismos a un análisis estadístico, utilizando el

programa Statistical Package for Social Science (SPSS) Versión 20.0. El análisis

http://topex.ucsd.edu/

66

consistió en la obtención de un histograma de frecuencia, para las Anomalías de

Bouguer, a partir del cual se pudo evaluar de forma cualitativa el tipo de distribución

que caracteriza al conjunto de datos.

En el histograma que se muestra en la figura 4.1 se puede observar la

presencia de tres modas definidas, lo cual no permite catalogar los datos como

normales; sin embargo, sugiere la descomposición de los mismos en tres grupos

diferentes.

Figura 4.1 Histograma de frecuencia de los datos gravimétricos.

Para la separación de los datos gravimétricos, se decidió disponer de un

método estadístico multivariante de clasificación automática de datos, conocido como

Análisis Cluster/Conglomerados (K medias), el cual agrupa los datos de manera que

los que puedan ser considerados similares son asignados en un mismo grupo,

mientras que casos diferentes se localizan en grupos distintos.

67

En la figura 4.2 se muestran los histogramas correspondientes a los tres

grupos obtenidos por medio del Análisis de Conglomerados, donde se observa que la

primera población contiene la totalidad de los valores negativos y una parte de los

mínimos positivos de Anomalía de Bouguer, representando un 75,541% del total de

datos. Dichos mínimos (positivos y negativos) corresponden en su mayoría a

expresiones gravimétricas producto de las características geológicas de la región,

como lo son la Sierra de Perijá, las asociaciones ígneas de la Guajira, los Andes de

Mérida y las cuencas adyacentes a este. Por su parte el segundo grupo que representa

un 8,673% presenta valores positivos relativamente bajos, los cuales se asocian al

talud o plataforma continental y al Cinturón Deformado del Caribe Sur, vale acotar

que los valores se hayan sesgados hacia los mínimos positivos. El tercer grupo

corresponde a valores positivos que se relacionan con la cuenca de Venezuela, los

mismos representan un 15,786% de los datos totales.

Figura 4.2 Histogramas de frecuencia de los grupos obtenidos por K – media. (a) Grupo1, (b) Grupo2,

(c) Grupo3.

68

La tabla 4.1 muestra los parámetros estadísticos obtenidos luego de la

aplicación del Análisis de Conglomerados a los datos de Anomalía de Bouguer, en la

cual se tiene la separación de los datos en tres grupos bien definidos, donde los

valores máximos de cada grupo no se solapan con los valores mínimos del grupo

siguiente, además, la media y mediana exhiben valores muy cercanos entre sí,

indicando una correspondencia a las distribuciones normales. En el caso de las modas

de cada grupo se tienen valores no tan cercanos a las medias y medianas respectivas,

este comportamiento se podría asociar a una población de múltiples modas dentro de

los grupos tal como se visualiza en la figura 4.2. Igualmente, las desviaciones

estándar de estos grupos muestran valores relativamente bajos tomando en cuenta las

cantidades de las muestras y el comportamiento sesgado.

Tabla 4.1 Parámetros estadísticos

Grupos N Media Mediana Moda Mínimo Máximo Desv.

Estándar

ABc1 100312 -35.102 -34.159 -17.502 -245.839 67.426 47.706

ABc2 11517 114.758 102.391 93.187 67.453 215.248 39.550

ABc3 20962 265.070 261.119 285.828 215.273 326.457 21.495

En general la simple exploración visual de los histogramas de la figura 4.2

permite clasificar los grupos de datos como normales, ya que el ajuste con respecto a

la curva de normalidad es bastante preciso, solo para el caso de la figura 4.2 (b) se

muestra un ligero sesgo de los datos hacia los valores bajos de Anomalía de Bouguer.

Seguidamente se elaboraron gráficos Q – Q para los tres grupos, obteniéndose

de este modo la figura 4.3, donde se contrasta el ajuste de los datos a una distribución

normal, midiendo el ajuste de la muestra a una recta a 45º. Es de esperarse que si el

ajuste es bueno, los puntos se distribuyan aproximadamente según la recta. Para este

caso, las gráficas muestran una tendencia clara de los puntos a concentrarse sobre la

línea teórica para el grupo 3 y un ligero sesgo hacia los valores positivos para el

69

grupo 1, por lo tanto, se podría decir que se está en presencia de una potencial

distribución normal de los datos para los dos grupos. Por su parte el gráfico del grupo

2 se aleja considerablemente de un comportamiento normal, sin embargo, es

considerado aceptable dentro de un rango definido.

Figura 4.3 Gráficos Q – Q de los grupos obtenidos por K – media. (a) Grupo1, (b) Grupo2, (c)

Grupo3.

70

Posteriormente, para cada grupo se realizaron diagramas de cajas y bigotes,

para descartar la presencia de algún valor atípico o fuera de rango. En la figura 4.4, se

presentan los diagramas para los tres grupos, donde para el caso del grupo 1 y 3 se

observan algunos valores fuera del rango establecido; sin embargo, considerando el

volumen de datos disponibles y las pruebas de normalidad anteriormente aplicadas, se

considera razonable evitar descartar estos datos y en cambio, conservar la totalidad de

ellos.

Figura 4.4 Diagramas caja bigotes para los grupos 1, 2 y 3.

Finalmente, se graficaron conjuntamente los datos de cada grupo (Figura 4.5)

empleando para ello las coordenadas geográficas asociadas a cada uno, y a partir de

esto se pudo comprobar que la separación en grupos tiene implicaciones geográficas

71

y geológicas, dado que el gráfico ostenta una limitación muy clara entre cada

conjunto de datos, datos en tierra (grupo 1 al sur) y costa afuera (grupo 3 al norte).

Mientras que el grupo 2, se consideraría un conjunto de datos transicionales. En

general, tal como lo evidencia el análisis estadístico solo se tienen dos grupos de

datos de Anomalía de Bouguer Completa.

Figura 4.5 Distribución espacial de los datos de Anomalía de Bouguer.

4.3 Mapas de Anomalías de Aire Libre y Anomalías de Bouguer

A partir de los datos obtenidos del Scripps Institution Of Oceanography se

elaboró el mapa de Anomalía de Aire Libre (AA) con el cual se obtuvo el mapa de

Anomalía de Bouguer (AB) para la construcción de dicho mapa se calculó la

corrección de Bouguer (CB) y la corrección topográfica (CT). La CB se consiguió

con la presente ecuación:

72

𝐶𝐵 = −0,04191 ∗ 𝜌𝐵 ∗ ℎ (Ec. 4.1)

Siendo 𝜌𝐵 igual a 2,67 g /cm3 para la corteza continental y 1,025 g/cm

3 para el

agua marina. Por su parte la CT se obtuvo utilizando el módulo Gravity y el

submódulo Topographic Correction del Oasis Montaj, donde las densidades usadas

fueron las mismas de la CB, también fue indispensable una grilla de topografía

regional y otra de topografía local (ambas extraídas de la base topográfica del Scripps

Institution Of Oceanography). Una vez calculada la CB y la CT se procedió a obtener

la AB de cada punto por medio de la siguiente ecuación:

𝐴𝐵 = 𝐴𝐴 ∓ 𝐶𝐵 + 𝐶𝑇 (Ec. 4.2)

Vale acotar que para evitar problemas de borde, en el mapa Topográfico y

Batimétrico y los mapas de Anomalía de Aire Libre y de Bouguer, se trabajó con una

ventana 1° más grande que la ventana original, de la cual luego se extrajo la malla

correspondiente a la zona de estudio.

4.3.1 Mapa Topográfico

El mapa topográfico que se muestra en la figura 4.6, representa la ventana del

área de estudio, la cual se encuentra comprendida entre las latitudes 6°N y 15°N y

entre las longitudes -69°W y -73°W, con una extensión aproximada de 444.000 km2,

abarcando desde la cuenca Barinas – Apure y la Cordillera de los Andes, al sur, y la

cuenca de Venezuela, al norte. En dicho mapa se vislumbran los altos topográficos

correspondientes a los andes venezolanos, hacia la zona suroeste, la Sierra de Perijá y

la Península de la Guajira. Hacia el noreste del mapa, específicamente en los estados

Falcón y Lara se tienen el alto de Paraguaná y las Napas de Lara. También se

aprecian las bajas alturas de la cuenca de Maracaibo, cuenca Barinas – Apure y hacia

el norte la cuenca de Venezuela.

Dado lo anteriormente expuesto se considera entonces que la región en

estudio presenta zonas bien definidas, que se hayan caracterizadas por la presencia de

estructuras geológicas tan importantes como las ya mencionadas. Por lo tanto, es de

73

esperarse que las mismas presenten repuestas gravimétricas que guarden cierta

relación con el mapa topográfico, en cuanto a la ubicación de las zonas dominadas

por cada estructura geológica.

Figura 4.6 Mapa Topográfico y Batimétrico de la región noroccidental de Venezuela.

74

4.3.2 Mapa de Anomalía de Aire Libre

En el mapa de Anomalía de Aire Libre (Figura 4.7) se puede apreciar la

distribución de las estructuras en el área de estudio. Los máximos más resaltantes que

se pueden evaluar son aquellos relacionados con las mayores alturas (vistas

previamente en la figura 4.6) en la Sierra de Perijá, los Andes de Mérida y

colombianos, localizados hacia la zona SO del mapa y cuyo valor aproximado de

anomalía es de 248,3 mGal. También se observan valores máximos al norte entre los

12°N y 13°N correspondientes a las islas del Caribe y Paraguaná (de entre 36,7 a

107,8 mGal), por debajo de los 12°N entre las longitudes -69°W y -70°30´W se

tienen máximos relacionados con las napas de Lara (36,7 – 54,9 mGal), mientras que

al NO se vislumbra un máximo relativo de 71 mGal correspondiente a las

asociaciones ígneas en la Guajira.

Los valores anómalos mínimos más importantes corresponden a las zonas

donde el basamento es más profundo. Se visualizan, valores que van desde -105,3

mGal a -61,7 mGal, hacia el SO por encima de los 7°N y entre las longitudes -71°W

hasta los -72°30´W, en los depocentros de las cuencas (Maracaibo y Barinas –

Apure). También se aprecian valores mínimos de entre -87,6 a -105,3 mGal en la

zona de subducción del Caribe entre las latitudes 13°N y 14°N. Otras estructuras

destacables son el alto de Curazao hacia el NE entre las longitudes -69°30´W hasta -

69°W y sobre los 12°N; mientras que al oeste de Maracaibo se observa la cuenca de

la Guajira, al oeste de Paraguaná se tiene el mínimo del Golfo de Venezuela de -80

mGal y entre las islas Aruba y Curazao el mínimo de 96,1 mGal correspondiente a

la depresión entre las dos islas. Finalmente al SE, se tiene los grábenes de Apure –

Mantecal (en el flanco sur de la Cuenca Barinas – Apure).

75

Figura 4.7 Mapa de Anomalía de Aire Libre de la zona noroccidental de Venezuela.

4.3.3 Mapa de Anomalía de Bouguer

En el mapa de Anomalía de Bouguer que se muestra en la figura 4.8, las

anomalías gravimétricas aumentan claramente de norte a sur, teniéndose que el

máximo absoluto se ubica en la zona NO del mapa por encima de los 14°N,

76

presentando un valor de más de 286 mGal, relacionado con el basamento de la cuenca

de Venezuela. De igual manera se tienen un conjunto de máximos relativos los cuales

a continuación se describen:

- Entre las latitudes 12°N – 13°N hacia el noreste se observan las estructuras

correspondientes a las Antillas Holandesas, cuyo mayor valor de anomalía

gravimétrica es de 156,212 mGal.

- En el área más al norte de Venezuela se observa el alto gravimétrico

correspondiente a Paraguaná cuyo valor es de 42,016 mGal.

- Al oeste, justo en la longitud -72°30´30¨W y la latitud 10°N se tiene un

máximo gravimétrico de 145,937 mGal asociado a las rocas ígneas de la

Guajira.

- El adelgazamiento cortical al este del estado Falcón también se distingue

claramente debido al valor máximo relativo que presenta de 30,228 mGal.

El mínimo absoluto se sitúa al suroeste del mapa justo por debajo de la latitud

8°N y entre las longitudes -72°W y -71°30´W (en el depocentro de la cuenca Barinas

Apure) cuyo valor aproximado es de -149,938 mGal, el cual corresponde a la suma de

la respuesta gravimétrica de la cuenca y la flexión conjunta de los Andes de Mérida y

los Andes colombianos. Del mismo modo entre las latitudes 8°N – 10°N y hacia el

oeste de la longitud -70°30´W se tiene otro mínimo resaltante de -141,793 mGal y el

cual se relaciona con el depocentro de la cuenca de Maracaibo y la estructura

intracortical del contacto entre el Bloque Maracaibo y la placa de Suramérica.

De igual forma se tienen mínimos relativos que vale la pena mencionar:

- Al oeste de Paraguaná se aprecia un mínimo cuyo valor es de -78,758 mGal

relacionado con la cuenca del Golfo de Venezuela.

- Localizado al oeste de Maracaibo se observa un mínimo de -33,886 mGal, el

cual corresponde a la cuenca de la Guajira.

77

Los contornos en el mapa muestran una dirección preferencial N45°E al

suroeste del mapa, justamente donde se ubica el mínimo valor de anomalía,

alineándose estos con la cadena andina y los depocentros de las cuencas adyacentes,

productos directo del levantamiento del orógeno. Hacia el sur de los contornos N°45E

justamente al sureste del mapa y por debajo de la latitud 9°N y al este de -71°W

existe un cambio en la orientación de los contornos a N60°W, siguiendo la

orientación de las estructuras en el basamento de la cuenca Barinas – Apure (graben

de Apure – Mantecal).

Al norte justo por debajo de la cuenca de Venezuela los contornos toman una

dirección aproximadamente EO los cuales corresponden claramente a la estructura

del Cinturón Deformado del Caribe Sur, cuya orientación es producto de la colisión

rumbo dextral del Bloque Bonaire – placa Caribe. Se observa en esa área una fuerte

respuesta gravimétrica posiblemente referida al contraste de densidades entre ambas

placas.

En cuanto a los gradientes, se observan altos gradientes al norte donde el

Bloque Bonaire se pone en contacto con la placa Caribe, en el flanco norandino los

gradientes también son elevados como consecuencia de la fuerte pendiente de la

cuenca de Maracaibo y a su profundidad máxima estimada en más de 9 km, por su

parte en el flanco surandino se aprecian gradientes bajos producto de la forma y

buzamiento suaves del basamento de la cuenca Barinas – Apure.

Finalmente otro aspecto que vale acotar es que el mínimo gravimétrico

absoluto del mapa de Anomalía de Bouguer se encuentra parcialmente desplazado

hacia el norte de donde se localiza la Cordillera de los Andes, por lo cual se puede

asociar dicho valor a la suma de las contribuciones gravimétricas de la cuenca y de la

raíz de la montaña, generada por la flexión ejercida por los Andes de Mérida sobre el

borde de la placa Suramericana (Arnáiz, 2009).

78

Figura 4.8 Mapa de Anomalía de Bouguer de la zona noroccidental de Venezuela.

79

4.4 Separación regional y residual

En general las anomalías gravimétricas presentan una combinación de dos

fuentes, la regional y la residual. Las anomalías gravimétricas generadas por

estructuras o cuerpos geológicos localizados a profundidades relativamente pequeñas

(cercanos a la superficie), normalmente son de longitud de onda corta, son

perceptibles a poca distancia y son llamadas anomalías residuales; caso contrario a las

anomalías producidas por estructuras geológicas con mayor magnitud y localizadas a

grandes profundidades, son observables a largas distancias y se les conoce con el

nombre de anomalías gravimétricas regionales.

Por tal motivo y para una mejor interpretación de las estructuras geológicas y

su respuesta gravimétrica, ya sea profunda o somera, es de suma importancia realizar

la separación de dichas anomalías. El proceso de separación de estos efectos

regionales y residuales se inicia con la obtención del efecto regional, mientras que el

residual se substrae del mapa original a partir del regional, con la siguiente relación:

𝐴𝐵 = 𝐴𝐵𝑅𝑒𝑔 + 𝐴𝐵𝑅𝑒𝑠 (Ec. 4.3)

Donde, AB es la Anomalía de Bouguer; ARes la anomalía residual y AReg la Anomalía

regional.

Para el caso de la presente investigación se obtuvo el mapa regional haciendo

uso del análisis espectral del mapa de Anomalía de Bouguer, con el cual se obtuvo el

número de onda (valor a partir del cual se dejaran pasar las longitudes de ondas bajas,

correspondientes a anomalías profundas).

La profundidad del tope de las estructuras causantes de anomalía puede ser

determinada a través del análisis espectral de los datos gravimétricos. Este análisis se

basa en una aplicación de filtros en el dominio del tiempo en donde primero se deben

transformar al dominio de la frecuencia y debido a que el espectro de energía

promediado radialmente es una función de onda de una sola frecuencia y se calcula a

partir del promedio de la energía en todas las direcciones para un mismo número de

80

onda, el logaritmo del espectro de los datos se puede interpretar para hacer referencia

sobre las profundidades de las fuentes mediante una serie de relaciones o ecuaciones

(Ríos, 2002).

Con la finalidad de estimar las posibles profundidades de las fuentes que

generan las respuestas de anomalías de Bouguer, se procedió a realizar el análisis

espectral para el mapa de AB con el uso del módulo MAGMAP del programa Oasis

Montaj, generando una gráfica en función del espectro de energía promediado

radialmente (Figura 4.9). A partir de la gráfica y los datos generados con el análisis

espectral, se construyó una gráfica similar a la anterior por medio de una hoja de

cálculo (Figura 4.10). En el gráfico, Número de onda vs. Logaritmo de la potencia,

partiendo de la teoría desarrollada por Spector y Grant (1970), se buscaron los rangos

de longitudes de onda donde se mantenía una relación lineal. En función de ello, se

seleccionaron las pendientes de las curvas presentes en el gráfico, en donde estas

conservaran una relación directa de la profundidad en que se localiza un contraste de

densidades; para calcular la profundidad del contraste o tope del cuerpo geológico se

empleó la siguiente expresión:

ℎ = −𝑚

4𝜋 (Ec. 4.4)

Donde,

h: Es la profundidad de la interface geológica.

m: Es la pendiente seleccionada en el espectro de potencia.

Partiendo de la expresión anterior se obtienen las profundidades que se

aprecian en la tabla 4.2. Las pendientes de cada espectro se consiguen por medio del

ajuste de mínimos cuadrados. Debido a que la selección de las pendientes se

encuentra sujeta a ambigüedades se trató de hacer dicha selección de la mejor forma

posible, tomando en cuenta la información geológica en cuanto a características del

cuerpo de roca, para de ese modo evitar un erróneo cálculo de la profundidad.

81

Figura 4.9 Espectro de potencia de la Anomalía de Bouguer obtenido del Oasis Montaj.

Figura 4.10 Pendientes del espectro de potencia. (a) Profunda, (b) Intermedia, (c) Somera, (d) Ruido.

82

Tabla 4.2 Profundidades calculadas con el espectro de potencia y su posible asociación geológica.

Pendientes Profundidad (km) Fuente Asociación geológica

a

-643.52

51.21

Profunda

Profundidad máxima, contacto

Bloque Maracaibo – Placa

Suramericana

b -137.87 10.97 Intermedia Depocentro Cuenca Maracaibo

c -35.21

2.80 Somera Sedimentos recientes y

antiguos

d -6.26 0.50 Ruido

Una vez conocidas las profundidades de cada fuente, se selecciona aquella que

corresponde a las estructuras tectónicas más profundas. Para el caso de la presente

investigación la estructura más profunda es el contacto Bloque Maracaibo – placa

Suramericana, por lo cual la anomalía que se espera que sea la más regional es

aquella causada por dicha estructura.

Existe una estrecha relación entre ancho de anomalía (según Lowrie, 1997)

son lo que se conoce como longitud de onda aparente) y profundidad de un cuerpo,

para ello en la interpretación de los campos geopotenciales la estimación de

profundidad de un cuerpo geológico se lleva a cabo comparando la respuesta de

anomalía observada con modelos sintéticos de formas simples como esferas,

cilindros, placas horizontales o verticales, etc. (Telford et al., 1990). La

correspondencia profundidad – ancho de anomalía para el campo gravimétrico, según

Dobrin y Savit (1988), viene dado por la siguiente ecuación:

𝑍 = 0,65𝑊1 2⁄ (Ec. 4.5)

Donde,

Z: Es la profundidad estimada para un cuerpo en el subsuelo (caso de una esfera).

W1/2: Es el ancho de la anomalía gravimétrica en la mitad de la amplitud de la misma.

Tras obtener la longitud de onda aparente (W1/2) para la profundidad de la

fuente profunda, se procedió a determinar el número de onda (k), necesario para la

83

aplicación del filtro paso bajo, el cual no es más que la inversa de W1/2. Dicho valor

se introdujo en el módulo MAGMAP para de ese modo elaborar el mapa de Anomalía

de Bouguer regional (Figura 4.11).

En el mapa regional se observa claramente la marcada tendencia del aumento

de las anomalías de norte a sur. En la zona norte se mantiene la tendencia N80°E

hacia el oeste, mientras que al este se vuelve E-W, del contacto placa Caribe –

Suramérica, evidenciada en superficie por el Cinturón Deformado del Caribe Sur.

Hacia el suroeste la repuesta gravimétrica de la cuenca de Maracaibo ha

desaparecido, lo que lleva a interpretar que el aporte gravimétrico de la raíz

desplazada es mucho mayor que el aporte de la cuenca. La respuesta mínima más

hacia el sur del mapa no se alinea a la perfección con la cadena Andina, posiblemente

porque la respuesta gravimétrica es producto de la raíz de dicha estructura.

Finalmente hacia la zona más sureste del mapa se tiene una anomalía que se puede

asociar con el horst que separa al graben de Apure – Mantecal.

84

Figura 4.11 Mapa de Anomalía de Bouguer regional para un k= 0.0126, correspondiente a la fuente

profunda. En la figura a la izquierda se aprecia al mapa regional con el contorno del mapa de

Venezuela, mientras que a la derecha se tienen los contornos del mismo.

Posteriormente se logró el mapa residual de Anomalía de Bouguer usando la

relación de la Ec. 4.3, la cual se obtiene automáticamente haciendo uso del módulo

Grid, de Oasis Montaj, y el submódulo Expressions – Subtract Grids. En dicho mapa

residual, que se muestra en la figura 4.12, se aprecian claramente las siguientes

estructuras geológicas:

- Al norte se tiene la placa Caribe (corteza oceánica) y el Bloque Bonaire donde

se aprecian las Antillas Holandesas, fallas y depresiones. Se ve claramente la

estructura producida por la colisión entre ambas placas, Cinturón Deformado

Caribe Sur.

85

- Por debajo de los 12°N se observan los máximos locales relacionados con la

asociación geológica de la Guajira (42,2 mGal), la Sierra de Perijá (53,5

mGal), el alto de Paraguaná (29,4 mGal). La falla de Oca con una

orientación aproximadamente E-W (valores de anomalía entre 4,9 a 10,4

mGal). También se visualiza el basamento de la cuenca de Falcón al este

(entre 4,5 a 8,8 mGal) y al oeste de la Guajira se tiene un mínimo local

asociado a la depresión de la Guajira (-54,1mGal), mientras que al este se

presenta la respuesta de la anomalía gravimétrica producida por el Golfo de

Venezuela (.62 mGal).

- Los contornos N45°E ubicados en la zona suroeste del mapa corresponden a

los máximos locales de las rocas ígneas metamórficas de la Cordillera de los

Andes alineada a su vez con el sistema de fallas de Boconó que se ramifica un

poco hacia el noreste.

- Los dos mínimos locales en la región suroeste del mapa se alinean

visiblemente a la Cordillera de los Andes venezolanos y corresponden a los

depocentros de las cuencas a cada lado del orógeno, la de Maracaibo y

Barinas – Apure (con un rango de -47,8 a -63 mGal). Hacia el sureste se

tienen máximos locales con orientación N60°E, que se podrían asociar al

graben Apure – Mantecal (de entre 14,6 a 29,4 mGal).

86

Figura 4.12 Mapa residual de Anomalía de Bouguer de la región noroccidental de Venezuela.

En general, los mapas descritos anteriormente muestran dos zonas con

marcadas respuestas gravimétricas las cuales se mantienen a niveles regionales. Estas

son: la localizada al norte del mapa, que tal como se ha mostrado corresponde

evidentemente al Cinturón Deformado del Caribe Sur, y la situada al suroeste

87

producida por la Cordillera Andina (Andes venezolanos y colombianos) y las

respectivas cuencas que se hayan a cada lado de los Andes venezolanos.

La característica gravimétrica al norte, aproximadamente sobre la latitud

13°30´N, corresponde a un máximo gravimétrico que en todos los mapas muestra una

tendencia general E-O. Este máximo se asocia con la flexión producida por la

colisión entre la placa Caribe y la placa Suramericana, generando el Cinturón

Deformado del Sur y provocando en profundidad una lámina de subducción conocida

como el Slab de Maracaibo propuesto por Van der Hilst y Mann (1994). Dicho

cinturón separa superficialmente a la cuenca de Venezuela del Bloque Bonaire y

marca la evidencia más tangible de la lámina de subducción por debajo de la placa

Suramericana.

Por su parte la anomalía gravimétrica ubicada al suroeste del mapa y cuyo

contorno muestra una orientación N45°E (en todos los mapas, exceptuando el

regional) se haya paralela a los Andes de Mérida generando un claro mínimo

gravimétrico producido por la suma de la repuesta gravimétrica de la cuenca de

Maracaibo (depocentro) y de la raíz de la montaña (flexión ejercida por los Andes de

Mérida sobre el borde de la placa Suramericana). A simple vista se puede apreciar

que la extensión de la anomalía abarca gran parte de la cuenca de Maracaibo, debido

a la flexión hacia el noroeste de la Sierra de Perijá, la cual se muestra levemente en el

mínimo hacia el flanco sur de esta. A pesar de ello, el mínimo absoluto se encuentra

por debajo de la latitud 8°N justamente en la zona más profunda de la cuenca Barinas

– Apure y donde convergen los andes colombianos y los Andes venezolanos. Sin

embargo, la diferencia en mGals entre un valor de anomalía y el otro es de apenas una

decena de mGal, es de esperarse que la carga combinada de los sedimentos de la

cuenca Barinas – Apure, los Andes venezolanos y colombianos genere un valor

mínimo de anomalía significativo y mucho mayor que el producido por la

combinación de las estructuras geológicas al norte del mismo (contacto Bloque

Maracaibo – placa Suramericana y sedimentos de la cuenca de Maracaibo) lo cual no

es así pues la anomalía al norte del mínimo presenta una mayor extensión. Por lo

88

tanto se puede interpretar que el espesor elástico de la placa Suramericana es mayor

que el espesor del Bloque de Maracaibo, tal como propusieron Audemard y

Audemard (2002). Vale acotar que la respuesta gravimétrica regional de esta zona, se

hace mayor al suroeste justamente donde se empieza a apreciar la cadena andina en la

región colombiana, lo cual llama a concluir que dicha respuesta gravimétrica indica la

forma de la estructura intracortical andina o la distribución de la flexión que éstos

ejercen a lo largo de la litósfera continental.

89

5. MODELADO GRAVIMÉTRICO BIDIMENSIONAL

En general, para la elaboración de modelos gravimétricos bidimensionales no

es únicamente necesario tener un control sobre los datos gravimétricos y su

interpretación, sino que aunado a esto se debe tener la interpretación de otros datos

geofísicos, la geología y geodinámica de la zona; lo cual brinda una idea relativa de la

geometría, extensión y profundidad de las estructuras en el subsuelo.

Por lo tanto, al momento de modelar las estructuras presentes en la zona

noroccidental, que es el punto de interés del presente trabajo, se recurrió a trabajos

previos de índole geofísico y geológico. Se procedió a elaborar los modelos usando el

menú GM-SYS del programa Oasis Montaj de Geosoft a partir de la ubicación de los

perfiles, propuestos en el mapa de Anomalías de Bouguer previamente generado

(Figura 5.1).

Figura 5.1 Mapa de ubicación y de Anomalías de Bouguer para una densidad ρ=2.67 g/cm3. Las

líneas rojas y/o negras corresponden a los perfiles.

90

En cuanto a la geometría, densidades y profundidades fueron extraídas de

trabajos previos, realizados en la zona de estudio, tales como Silver et al. (1975),

Bellizzia (1985), Bosch y Rodríguez (1992), Ughi et al. (2004) y Rodríguez y Sousa

(2003), Garzón y Ughi (2008), Orellana (2008), Arnáiz et al., (2011). La tabla 5.1

muestra la información correspondiente a las estructuras y densidades presentes en

los modelos propuestos para los dos perfiles.

Tabla 5.1 Densidades de los cuerpos presentes en los modelos gravimétricos.

Estructura/Cuerpo

Densidad (gr/cm3)

Mar Caribe 1,025

Sedimentos cuenca de

Venezuela

2,40 – 2,45

Sedimentos prisma de acreción 2,50 – 2,55

Sedimentos recientes 2,30 – 2,40

Metasedimentos 2,40 – 2,50

Cuenca de Falcón 2,35 – 2,40

Paraguaná 2,8

Napas de Lara 2,55 – 2,65

Cuenca Barinas – Apure 2,5

Corteza Continental 2,75

Bloque Bonaire 2,80 – 2,85

Corteza Oceánica 2,95

Manto 3,3

Aparte de la información brindada por los trabajos previos, se recurrió al

modelo de velocidad de ondas sísmicas generado por Guédez (2007) que corresponde

a un perfil que cruza el límite Bloque Bonaire – Suramérica en 70°W, el cual

presentan un buen control de profundidad de Moho, resaltando adelgazamientos

corticales y engrosamientos de la corteza en algunas zonas. Del mismo modo se hizo

uso de la información recopilada en el trabajo de Schmitz (2011) para complementar

91

la profundidad del Moho. Al igual que se dispuso de los modelos geológicos de WEC

(1997) y el mapa geológico de Hackley et al. (2006).

5.1 Sección de la corteza perfil -70°W

En la sección de la corteza correspondiente al meridiano -70°W, denominado

perfil 1, se realizaron varios modelos gravimétricos contemplando en cada modelo las

distintas alternativas posibles referentes al comportamiento de la subducción de la

placa Caribe por debajo de Suramérica; sin embargo, para este perfil, los modelos

propuestos presentan características comunes tales como:

- Disminución de la profundidad de la discontinuidad de Mohorovicic de sur a

norte, teniéndose que en la zona de la placa Suramericana la profundidad se

encuentra comprendida entre los 38 km – 42 km, mientras que en la región

más al norte, correspondiente a la placa Caribe, la profundidad tiene un rango

de 14 km – 15 km; lo que concuerda con los trabajos previos tales como los

de Arnáiz et al. (2011); Garzón y Ughi (2008); Orellana (2008); Schmitz et al.

(2005); Schmitz (2011); Sousa et al. (2005) y Ughi et al. (2004).

- En la zona continental correspondiente a los Andes de Mérida, se tomó de

modo muy general el comportamiento de la misma, ya que se consideró como

un área no relevante de la investigación, además, que dada la orientación del

perfil, el modelar la interfaz manto – placa Suramérica sería mucho más

complejo. No obstante para el establecimiento de la profundidad máxima de la

interfaz de la placa Suramericana se hizo uso de los valores obtenidos en el

espectro de potencia.

- Se tomó en cuenta la presencia del Bloque Bonaire, reportada por Silver et al.

(1975) el cual exhibe una densidad mayor a la placa Suramérica y menor a la

placa Caribe, separando a la corteza continental de la corteza oceánica (de

unos 7 km de espesor). El Bloque Bonaire empieza al sur del modelo

aproximadamente en la falla de Oca – Ancón extendiéndose hasta el Cinturón

Deformado del Caribe Sur.

92

Tomando en consideración los aspectos generales anteriormente expuestos se

describe el perfil de la siguiente manera:

Comienza con la cuenca Barinas – Apure que presenta sedimentos de edad

reciente y una profundidad máxima de 5 km, ésta descansa sobre un basamento ígneo

denominado placa Suramericana, que posee una profundidad máxima de 42 km; la

misma se visualiza en superficie como Cordillera de los Andes. Por su parte, sobre el

Bloque Bonaire yacen las Napas de Lara, cuerpo alóctono de edad cretácica y

terciaria con una profundad máxima de 15 km.

Las estructuras someras son la cuenca de Falcón con sedimentos de edad

Oligo – Mioceno y Plio – Pleistoceno de espesor entre 4 km – 5 km, sedimentos con

la misma característica rellenan la cuenca ubicada más al norte justamente después

del alto de Paraguaná, un complejo aislado de edad Jurásica y espesor 5 Km. Todas

estas estructuras descansan sobre metasedimentos. Debajo de la Cuenca de Falcón se

presenta un adelgazamiento cortical, el cual se asocia con el régimen distensivo de

edad Oligo – Mioceno (Audemard, 1995); este adelgazamiento es el que sugiere que

la cuenca de Falcón adquiere forma de graben.

En cuanto a la geometría de los sedimentos al norte, del prisma de acreción

del Cinturón Deformado del Caribe Sur y la cuenca de Venezuela, así como la

profundidad del cuerpo de agua y espesor de sedimentos marinos del modelo, fueron

controlados por información batimétrica proveniente del mapa topográfico y

batimétrico previamente elaborado.

93

5.1.1 Modelos gravimétricos con lámina de subducción somera

Para la sección de corteza perteneciente a esta fase se proponen un total de

seis modelos diferentes, cambiando la configuración de la lámina de subducción de la

placa Caribe por debajo de Suramérica, en cuanto a ángulo y profundidad.

Los modelos de subducción somera están basados en los estudios de Silver et

al. (1975) realizados al norte de Venezuela a partir de datos sísmicos de reflexión.

Los mismos dieron como resultado la existencia de una subducción somera que

comienza aproximadamente a 340 km al norte de la ciudad de Barquisimeto y se

extiende a sólo 40 km de longitud a partir de la zona de subducción alcanzando una

profundidad de 13 km, aunque algunos autores la ubican por debajo de dicha

profundidad hasta llegar a los 22 km. Trabajos como los Bosch y Rodríguez (1992),

Garzón y Ughi (2008), Orellana (2008); Sousa et al. (2005) y Ughi et al. (2004)

presentaron conclusiones similares al respecto.

En base a dichos estudios, se plantearon seis configuraciones distintas de la

lámina de subducción, la cual se supone plana dada las características geológicas

(densidades) de los cuerpos presentes en la zona de interacción Caribe y Suramérica.

Asumiendo lo anterior el ángulo de buzamiento de la subducción se trató de restringir

a 30° con dirección S.

A continuación se detallan las distintas configuraciones planteadas para la

incidencia somera de la placa Caribe, cuya subducción da inicio aproximadamente a

340 km al norte de la ciudad de Barquisimeto:

- Somero 1 y Somero 2: tal como se observa en la figura 5.2, la lámina de

subducción se encuentra adosada al Bloque Bonaire y se extiende

aproximadamente 40 km. Incide para el caso de la figura 5.2a con un ángulo

menor a 20°S, alcanzando una profundidad 16 km. Por su parte la lámina

de subducción que se aprecia en la figura 5.2b ostenta un ángulo de

buzamiento de 30°S y una profundidad de 20 km.

94

- Somero 3 y Somera 4: para estos casos la lámina de subducción se extiende

100 km y alcanza una profundidad de 20 km. De igual manera que en los

dos modelos anteriormente mencionados el ángulo de incidencia es de 20°S

para el modelo de la figura 5.3a y 30°S (Figura 5.3b).

- Somero 5 y Somero 6: en dichas configuraciones se extiende a la lámina de

subducción hasta aproximadamente 125 km, alcanzando esta una profundidad

de 25 km. En las figuras 5.4a y 5.4b se aprecian los modelos cuyos ángulos

de buzamiento de las láminas de subducción son de 20° y 30°

respectivamente.

Para los modelos someros 1 y 2 se planteó una configuración de la lámina de

subducción que presenta similitudes con la propuesta por Silver et al. (1975). Por su

parte en lo que respecta a los modelos restantes, la extensión de la lámina y la

profundidad que alcanza difieren con lo planteado por dicho autor, teniéndose que la

lámina llega a extenderse 125 km y alcanza profundidades de 25 km.

95

Figura 5.2 Modelos gravimétricos bidimensionales con lámina de subducción somera propuestos para

el perfil -70°W. (a) Modelo gravimétrico somero 1 y (b) Modelo gravimétrico somero 2. FB: Falla de

Boconó, FO: Falla de Oca – Ancón.

96

Figura 5.3 Modelo gravimétrico bidimensional con lámina de subducción somera propuesto para el

perfil -70°W. (a) Modelo gravimétrico somero 3 y (b) Modelo gravimétrico somero 4. FB: Falla de


97

Figura 5.4 Modelo gravimétrico bidimensional con lámina de subducción somera propuesto para el

perfil -70°W. (a) Modelo gravimétrico somero 5 y (b) Modelo gravimétrico somero 6. FB: Falla de


98

5.1.2 Modelos gravimétricos con lámina de subducción intermedia

En el caso de la sección de corteza perteneciente a la configuración intermedia

se proponen un total de cuatro modelos diferentes, cambiando la configuración de la

lámina de subducción de la placa Caribe por debajo de Suramérica, en cuanto a

ángulo de buzamiento.

Los modelos de subducción intermedia corresponden según Sousa et al.,

(2005) con una lámina que se extiende a partir de 340 km al norte de la ciudad de

Barquisimeto y que posee una longitud aproximada de 100 km hasta ubicarse a 20 km

por debajo de la ciudad de Coro con ángulo menor de 20°S.

Partiendo de lo antes planteado se consideró una lámina de subducción con un

ángulo de 20° y otra de 30° de buzamiento (tal como se hizo en la fase anterior).

Seguidamente se describen las distintas configuraciones para la subducción

intermedia, la cual parte 340 km de la ciudad de Barquisimeto extendiéndose 280

km hasta ubicarse por debajo de la ciudad de Coro:

- Intermedio 1 e Intermedio 2: en la figura 5.5 se muestran dos

configuraciones cuya lámina de subducción presenta un buzamiento de 20°S.

No obstante en el modelo de la figura 5.5a la lámina de subducción alcanza

una profundidad de 42 km y no se encuentra totalmente adosada al Bloque

Bonaire tal como en el caso que exhibe la figura 5.5b, donde la lámina

presenta una profundidad de 36 km.

- Intermedio 3 e Intermedio 4: la subducción presenta un ángulo de

buzamiento de 30°S, sin embargo dicha lámina para el primer caso no se

encuentran totalmente adosada a Bonaire (Figura 5.6a) y exhibe una

profundidad de 50 km. Mientras que la figura 5.6b muestra la lámina

totalmente adosada hasta los 36 km de profundidad.

En cuanto a la extensión y profundidad de la lámina de subducción no coincide

con lo planteado por Sousa et al. (2005), ya que la misma en las configuraciones

99

antes expuestas se extiende 280 km y llega a una profundidad máxima de 50 km

por debajo de la ciudad de Coro. En lo que respecta a la relativa localización del

inicio y fin de la subducción se trató de respetar el previamente establecido.

100

Figura 5.5 Modelos gravimétricos bidimensionales con lámina de subducción intermedia propuestos

para el perfil -70°W. (a) Modelo gravimétrico intermedio 1 y (b) Modelo gravimétrico intermedio 2.

FB: Falla de Boconó, FO: Falla de Oca – Ancón.

(a)

(b)

101


para el perfil -70°W. (a) Modelo gravimétrico intermedio 3 y (b) Modelo gravimétrico intermedio 4.


(a)

(b)

102

5.1.3 Modelos gravimétricos con lámina de subducción profunda

Finalmente para el caso de la sección de corteza, perteneciente a la

configuración profunda, se propusieron en total dos modelos diferentes, cambiando la

configuración de la lámina de subducción de la placa Caribe por debajo de

Suramérica, en cuanto a ángulo de buzamiento.

Los modelos de subducción profunda se plantearon partiendo del trabajo de

Van der Hilst y Mann (1994) donde a partir de tomografías sísmicas determinan la

existencia de una lámina de subducción con un ángulo aproximado 16°S a 20° S, la

cual se ubica en la población de Churuguara a una profundidad de 100 km y en la

ciudad de Barquisimeto a unos 150 km. En los modelos gravimétricos de subducción

profunda el ángulo de la misma por ajuste cambia a medida que aumenta la

profundidad de la lámina. También Malavé y Suárez (1995) desarrollaron a partir de

la distribución de los hipocentros en el norte de Colombia y occidente de Venezuela

sugiriendo la presencia de una lámina de subducción en la región; con una dirección

de NNE – SSW que se extiende a una distancia mayor a los 400 km y profundiza SE.

Inmediatamente se expondrán los distintos modelos profundos, cuyo punto de

partida de la lámina de subducción es 340 km de la ciudad de Barquisimeto:

- Profundo 1: Tal como se visualiza en la figura 5.7a se inicia la subducción

con un ángulo de 20°S, correspondiendo de este modo con lo planteado por

Van der Hilst y Mann (1994) y a medida que profundiza, el ángulo va

variando. Se ubicó a 100 Km de la ciudad de Coro y 150 Km de la ciudad

de Barquisimeto.

- Profundo 2: inicia con un ángulo de 30° (lo cual difiere con lo propuesto por

Van der Hilst y Mann (1994) pero se asemeja a lo propuesto por Sousa et al.

2005) del mismo modo que en el caso anterior se ha variado el ángulo a

medida de que se profundiza. También se localizó a 100 Km de la ciudad de

Coro y 150 Km de la ciudad de Barquisimeto (Figura 5.7b).

103

Figura 5.7 Modelos gravimétricos bidimensionales con lámina de subducción profunda propuestos

para el perfil -70°W. (a) Modelo gravimétrico profundo 1 y (b) Modelo gravimétrico profundo 2. FB:

Falla de Boconó, FO: Falla de Oca – Ancón.

104

5.2 Sección de la corteza del perfil con una orientación de N40°W

Con respecto a la sección de la corteza correspondiente al perfil 2, se

realizaron varios modelos gravimétricos contemplando en cada uno las distintas

alternativas posibles referentes al comportamiento de la subducción de la placa

Caribe por debajo de Suramérica, no obstante, para este perfil los modelos propuestos

presentan características comunes, tales como:

- Disminución de la profundidad de la discontinuidad de Mohorovicic de sur a

norte, teniéndose que en la zona de la placa Suramérica de esta sección la

profundidad máxima es de 36 km y al llegar a la región de la placa Caribe

llega a 14 km.

- De igual manera que en el perfil anterior se tomó en cuenta la presencia del

Bloque Bonaire, reportada por Silver et al. (1975).

Partiendo de las consideraciones generales anteriormente expuestos se

describe el perfil de la siguiente manera:

El perfil de esta sección da inicio con las Napas de Lara, cuya máxima

profundidad es de 15 Km, que reposan sobre la placa Suramericana con un espesor

que alcanza los 36 Km de profundidad. Seguidamente se tiene a la Cuenca de Falcón

con una profundidad máxima de 5 Km que yace sobre el Bloque Bonaire junto a

sedimentos con profundidad similar a la de dicha cuenca.

En lo que respecta a la geometría de la cuenca al norte, el prisma de acreción

del Cinturón Deformado del Caribe Sur y la cuenca de Venezuela, así como la

profundidad del cuerpo de agua y espesor de sedimentos marinos del modelo, al igual

que en la sección anterior, se controlan con información batimétrica proveniente del

mapa de topográfico y batimétrico previamente elaborado.

105

5.2.1 Modelos gravimétricos con lámina de subducción somera

Del mismo modo que en el perfil anterior, para la sección de corteza

perteneciente a esta fase se propusieron un total de seis modelos diferentes,

cambiando la configuración de la lámina de subducción de la placa Caribe por debajo

de Suramérica, en cuanto a ángulo y profundidad, basando las configuraciones en los

estudios de Silver et al. (1975).

A continuación se exponen los aspectos resaltantes de los modelos someros,

en los cuales la subducción se inicia 340 km de la ciudad de Barquisimeto:

- Somero I y II: en la figura 5.8a, se observa que la lámina se extiende 40 km

con un ángulo de 20°S, alcanzando una profundidad 15 km. Por su parte en

la figura 5.8b la lámina incide con un ángulo de 30°S y profundiza hasta los

17 km.

- Somero III y IV: la subducción se extiende 100 km, con un ángulo de

subducción de 20°S y una profundidad de 20 km (Figura 5.9a). De igual

manera en la figura 5.9b la lámina de subducción alcanza 20 km de

profundidad pero buza 30°S.

- Somero V y VI: la extensión de la lámina de subducción es de 125 km

alcanzando una profundidad de 22 km, con un ángulo para el modelo de la

figura 5.10a de 20°S y para la figura 5.10b de 30°S.

106


el perfil con orientación N40°W. (a) Modelo gravimétrico somero I y (b) Modelo gravimétrico somero

II. FO: Falla de Oca – Ancón.

107


el perfil con orientación N40°W. (a) Modelo gravimétrico somero III y (b) Modelo gravimétrico

somero IV. FO: Falla de Oca – Ancón.

108

Figura 5.10 Modelos gravimétricos bidimensionales con lámina de subducción somera propuestos

para el perfil con orientación N40°W. (a) Modelo gravimétrico somero V y (b) Modelo gravimétrico

somero VI. FO: Falla de Oca – Ancón.

109

5.2.2 Modelos gravimétricos con lámina de subducción intermedia

Para el caso de la sección de corteza perteneciente a la configuración

intermedia del perfil 2 se plantearon un total de seis modelos diferentes, cambiando la

configuración de la lámina de subducción de la placa Caribe por debajo de

Suramérica, en cuanto a ángulo de buzamiento. El estudio base para la realización de

las distintas configuraciones fue el de Sousa et al. (2005).

Los parámetros de los modelos se presentan a continuación, la lámina empieza

a subducir a aproximadamente 340 km:

Intermedio I e Intermedio II: la lámina se extiende aproximadamente 250

km con un ángulo de buzamiento de 20°S, para el caso de la figura 5.11a la lámina no

está totalmente adosada a Bonaire y alcanza una profundidad de 42 km, caso

contrario al de la figura 5.11b y llega a profundizar hasta los 36 km.

Intermedio III e Intermedio IV: la lámina se extiende aproximadamente 250

km con un ángulo de buzamiento de 30°S, para el caso de la figura 5.12a la lámina no

está totalmente adosada a Bonaire y alcanza una profundidad de 50 km, caso

contrario al de la figura 5.12b y llega a profundizar hasta los 36 km.

110


para el perfil con orientación N40°W. (a) Modelo gravimétrico intermedio I y (b) Modelo gravimétrico

intermedio II. FO: Falla de Oca – Ancón.

111


para el perfil con orientación N40°W. (a) Modelo gravimétrico intermedio III y (b) Modelo

gravimétrico intermedio IV. FO: Falla de Oca – Ancón.

(a)

112

5.3.3 Modelos gravimétricos con lámina de subducción profunda

Por último para la sección de corteza perteneciente a la configuración

profunda se modelaron dos opciones diferentes, cambiando la configuración de la

lámina de subducción de la placa Caribe por debajo de Suramérica en cuanto a ángulo

de buzamiento. Los modelos de subducción profunda se plantearon partiendo del

trabajo de Van der Hilst y Mann (1994) y Malavé y Suárez (1995).

En cuanto a todo lo referente a cada modelo se hizo uso de la misma lógica

expuesta en la sección de lámina profunda del perfil anterior (-70°W). No obstante,

inmediatamente se expondrán la denotación de los modelos profundos: Profundo I

(Figura 5.13a) y Profundo II (Figura 5.13b).

113

Figura 5.13 Modelos gravimétricos bidimensionales con lámina de subducción profunda propuestos

para el perfil con orientación N40°W. (a) Modelo gravimétrico profundo I y (b) Modelo gravimétrico

profundo II. FO: Falla de Oca – Ancón.

114

5.3 Análisis cuantitativo de los modelos gravimétricos de la sección de la corteza

perfil -70°W y N40°W

Anteriormente se plantearon diferentes configuraciones para la interacción

entre las placas Caribe y Suramérica, en las cuales se varió el ángulo y la profundidad

de alcance de la lámina subducción, obteniéndose de este modo tres grupos: somero,

intermedio y profundo.

Es por ello que para discriminar entre los modelos se hizo uso del error

arrojado por el programa Oasis Montaj, además de la suma de las diferencias de la

AB observada y AB calculada de cada punto del perfil. De allí derivan las tablas 5.2

y 5.3; donde se contempla claramente como el cambio de ángulo y extensión de la

lámina de subducción disminuye o aumenta el error o la variación entre la AB

observada y la AB calculada.

Para la obtención de la suma de las diferencias de las AB se procedió a

verificar el valor de AB observada y calculada de cada punto sobre el perfil (para el

caso de los perfiles del presente trabajo se hizo uso de un total de 500 puntos) a estos

se les cálculo la diferencia a partir de la resta de la AB observada y la AB calculada.

Una vez obtenidas dichas diferencias se sumaron, tomando en consideración sólo el

valor obtenido de la diferencia, ya que el mismo corresponde con la distancia entre

las curvas de la AB observada y la AB calculada para cada punto. La suma de estas

distancias dio el valor total de la separación de las curvas, el cual tal como se nota en

las tablas 5.2 y 5.3 presentó un comportamiento similar al del error arrojado

automáticamente por el programa.

115

Tabla 5.2 Errores y diferencias correspondientes a cada modelo del perfil -70°W

Modelo

Error

(mGal)

(ABobs - ABcal)

(mGal)

Somero 1 22,925 5829,423

Somero 2 15,710 4443,959

Somero 3 13,578 3862,527

Somero 4 12,743 3813,456

Somero 5 9,608 3186,994

Somero 6 11,790 3432,095

Intermedio 1 55,081 15502,511

Intermedio 2 25,396 7846,087

Intermedio 3 50,910 15211,779

Intermedio 4 14,322 4698,339

Profundo 1 34,282 11869,991

Profundo 2 51,439 16347,514

En general los modelos someros ostentaron los menores valores en cuanto a

error y suma de diferencias. Teniéndose que para el caso del perfil 1 el modelo de

subducción somera denominado somero 5 muestra el mejor ajuste entre la respuesta

gravimétrica observada y la calculada, ya que exhibe un error de 9,608 mGal y una

sumatoria de diferencia de 3186,994 mGal, lo cual refleja que la distancia entre la

curva de AB observada y la AB calculada es mínima para este modelo.

116

Tabla 5.3 Errores y diferencias correspondientes a cada modelo del perfil N40°°W

Modelo

Error

(mGal)

(Abobs - Abcal)

(mGal)

Somero I 33,785 9382,671

Somero II 32,301 9263,840

Somero III 32,922 9493,228

Somero IV 32,256 9450,602

Somero V 31,923 9312,355

Somero VI 30,708 9133,424

Intermedio I 81,646 24267,452

Intermedio II 101,785 35505,673

Intermedio III 48,132 15367,054

Intermedio IV 48,425 13927,192

Profundo I 71,562 31364,997

Profundo II 55,041 2256,832

Por su parte para el perfil N40°W el modelo de subducción idóneo es el

denotado como somero 6 que muestra una error de 30,708 mGal y una suma de

diferencias de 9133, 424 mGal.

No obstante para ambos caso se aplicaron a la lámina de subducción mejoras

en cuanto a la disposición de la misma, estos ajustes se realizaron partiendo de la

observación de los modelos en general y se les efectuaron a aquellos seleccionados

como los que exhibían mejor ajuste.

Por tal motivo la lámina de subducción del modelo de la sección de la corteza

del perfil -70°W inicia con un ángulo de 15°S hasta llegar a los 10 km donde el

ángulo aumenta a unos 20°S, dicha lámina se extiende a unos 170 km llegando a

profundizar hasta 28 km. Con dicho ajuste el error del modelo somero 5 paso de

117

ostentar un error de 9,608 mGal a presentar uno de 6,666 mGal (con una suma de

diferencias de AB observada y calculada de 2374,870 mGal) teniéndose que dicha

configuración es la que más se acopla a la realidad de las estructuras presentes en

dicha sección (Figura 5.14).

Por su parte al modelo correspondiente al perfil N40°W subduce por debajo

de Suramérica con un ángulo de aproximadamente 30°S hasta llegar a los 30 km

donde dicho ángulo cambia a 20° S. La lámina de subducción se extiende

aproximadamente 170 km llegando hasta los 35 km de profundidad. Con el ajuste

antes expresado el modelo de la sección de la corteza del perfil N40°W alcanzó un

error de 4,253 mGal con una suma de diferencias de AB observada y calculada de

1730,758 mGal (Figura 5.15).

118

Figura 5.14 Modelo gravimétrico bidimensional final con lamina de subducción somera propuestos para el perfil -70°W.


119

Figura 5.15 Modelo gravimétrico bidimensional final con lamina de subducción somera propuestos para el perfil N40°W. FO: Falla de Oca – Ancón.

120

6. CONCLUSIONES

La interacción entre las placas Caribe y Suramérica presenta infinitas

posibilidades, pero gracias a los trabajos en otras áreas de la geofísica (Silver et al.

1975; Sousa et al. 2005; Van der Hilst y Mann, 1994 y Malavé y Suárez, 1995) hoy

en día se pueden hacer restricciones, las cuales sirven para dar ciertos límites a los

modelos que tratan de explicar la forma en que incide Caribe por debajo de

Suramérica.

Del mismo modo que las consideraciones para modelar la subducción fueron

extraídas de investigaciones previas, los límites de las principales estructuras han sido

tomados de los trabajos realizados en áreas adyacentes. Tal es el caso de considerar al

Cinturón Deformado del Caribe Sur como el límite sur de la placa Caribe y tomar en

cuenta la presencia de la corteza de transición (Bloque Bonaire).

Es por ello que a partir del análisis e interpretación de los resultados obtenidos

se puede concluir que:

1. En el perfil -70°W hacia el sur por debajo de la cuenca Barinas – Apure se

aprecia un aumento considerable en el espesor de la placa Suramericana,

alcanzando la misma una profundidad de 42 km.

2. La discontinuidad de Mohorovicic en general disminuye su profundidad de

sur a norte concordante con las propuestas de profundidad de Bosch y

Rodríguez (1992); Garzón y Ughi (2008); Orellana (2008); Ughi et al., (2004)

y Schmitz et al., (2005).

3. En general la lámina de subducción (placa Caribe) presenta un ajuste

considerable de la gravedad observada en las configuraciones someras. Lo

cual concuerda con trabajos previos en donde se contempla dicha interacción,

tales como: Bosch y Rodríguez (1992), Garzón y Ughi (2008), Orellana

(2008); Sousa et al. (2005) y Ughi et al. (2004).

4. Para la sección de corteza correspondiente al perfil -70°W el modelo de

subducción somera cuya extensión de la lámina de subducción es

121

aproximadamente 170 km, empieza 340 km de la ciudad de Barquisimeto y

presenta un ángulo de incidencia de 15°S hasta los 10 km donde el ángulo

aumenta a unos 20° profundizando a 28 km; es la configuración más idónea

para la interacción Caribe – Suramérica.

5. En cuanto al perfil N40°W la configuración más aceptable es la que muestra a

la placa Caribe en subducción por debajo de Suramérica empezando

aproximadamente a 340 km de la ciudad de Barquisimeto con un ángulo de

buzamiento de 30°S hasta llegar a los 30 km donde dicho ángulo cambia a

20° S. La lámina de subducción se extiende aproximadamente 170 km

llegando hasta los 35 km de profundidad.

122

7. RECOMENDACIONES

En base a lo experimentado en la realización del presente trabajo y con la

finalidad de enriquecer más su aporte, se recomienda:

1. Realizar un modelado a detalle de la zona correspondiente a la región sur del

perfil sobre el meridiano -70°W, asociada a los Andes de Mérida, tomando en

cuenta todos los parámetros expuestos por autores como Escobar y Rodríguez

(1995), Audemard y Audemard (2002) y Arnáiz et al., (2011).

2. Suplementar los modelos con trabajos recientes en el área de sísmica, para así

verificar como realmente incide la placa Caribe por debajo de Suramérica.

3. Realizar un análisis flexural en la sección de la corteza asociada al perfil con

orientación N40°W.

4. Elaborar modelos con orientaciones distintas a la N – S o N40°W para de ese

modo contemplar de mejor manera el comportamiento de la lámina de

subducción.

5. Realizar modelos donde se contemple la subducción de Caribe por debajo de

Suramérica, pero sin adosarla.

123

8. BIBLIOGRAFÍA Y REFERENCIAS CITADAS

ARNÁIZ, M. (2009). Modelado gravimétrico cortical de la zona noroccidental de

Venezuela. Trabajo Especial de Grado no publicado, Departamento de

Geofísica, Universidad Central de Venezuela, Caracas.

ARNÁIZ, M., I. RODRÍGUEZ y F.A. AUDEMARD (2011). Análisis gravimétrico y

flexural del occidente de Venezuela. Revista Mexicana de Ciencias

Geológicas, 28 (3): 420-438.

AUDEMARD, F.A. (1993). Néotectonique, sismotectonique et aléa sismique du

nordouest du Vénézuela (système de failles d’Oca-Ancón). Tesis doctoral,

Universidad de Montpellier II.

AUDEMARD, F.A. (1995a). Evolution Geodynamique de la Façade Nord

Sudamericaine: Nouveaux Ápports de l’Histoire Géologique du Bassin de

Falcón, Venezuela. XIV Caribbean geological Conference, Port of Spain,

Trinidad, 327 – 340.

AUDEMARD, F.A. (1995b). La cuenca terciaria de Falcón Venezuela noroccidental:

síntesis estratigráfica, génesis e inversión tectónica. IX Congreso

AUDEMARD, F.A. y C. GIRALDO (1997). Desplazamientos dextrales a lo largo de

la frontera meridional de la placa Caribe, Venezuela septentrional. Memorias

del VIII Congreso Geológico Venezolano, Sociedad Venezolana de Geología.

1:101 – 108.

AUDEMARD, F.A. (1997). Tectónica Activa de la Región Septentrional de la

Cuenca Invertida de Falcón, Venezuela Occidental. Memorias del VIII

Congreso Geológico Venezolano, Sociedad Venezolana de Geología. 1:93 –

100.

124

AUDEMARD, F.E. y F.A. AUDEMARD (2002). Structure of the Mérida Andes,

Venezuela: relations with the South America-Caribbean geodynamic

interaction. Tectonophysics, 345: 299 – 327.

AUDEMARD, F. A. (2003). Geomorphic and geologic evidence of ongoing uplift

and deformation in the Mérida Andes, Venezuela. Quaternary International,

101-102: 43-65.

BELLIZZIA, A. (1972). Sistema Montañoso del Caribe, borde sur de la placa Caribe

¿es una cordillera alóctono? Memorias de la VI Conferencia Geológica del

Caribe, Margarita, 247 – 258.

BELLIZZIA, A. (1985). Sistema montañoso del Caribe – una Cordillera alóctona en

la parte Norte de América del Sur. Memorias VI Congreso Geológico

Venezolano, Caracas, 10: 6657 – 6836.

BEZADA, M. (2005). Modelado bidimensional de la corteza en la zona de colisión

Caribe-Suramérica, Región Occidental de Venezuela (Estados Falcón y Lara).

Trabajo Especial de Grado no publicado, Ingeniería Geofísica, Universidad

Simón Bolívar, Caracas.

BOESI, T. y D. GODDARD (1991). A new geologic model related to the distribution

of hydrocarbon source rocks in the Falcon Basin, northwestern Venezuela.

BOSCH, M. e I. RODRÍGUEZ (1992). North Venezuelan collisional crustal block:

The boundary between the Caribbean and South American plates: Journal of

South American Earth Sciences, 6, 133 – 143.

COLLETTA, B., F. ROURE, B. DE TONI, D. LOUREIRO, H. PASSALACQUA y

Y. GOU (1997). Tectonic inheritance, crustal architecture and contrasting

structural styles in the Venezuela Andes. Tectonics, 16 (5):777-794.

DEMETS, C., R.G. GORDON., D.F. ARGUS. y S. STEIN (1990). Current plate

motions. Geophys. J.R. Astrom. Soc., 101: 425 – 478.

125

DENG, J. y L.R. SYKES (1995). Determination of Euler pole for contemporany

relative motion of the Caribbean and North American plates using slip vectors

of interplate earthquakes. Tectonics. 14:39 – 53.

DIEBOLD, J. P. STOFFA, P. BUHL y M. TRUCHAN (1981). Venezuelan basin

cristal estructure. Journal of Geophysical Research, 86, 7901 – 7923.

DOBRIN, M. (1988). Introduction to Geophysical Prospecting. McGraw-Hill.

DONNELLY, T. (1994). The Caribbean Sea Floor: in Donovan, K. and Jackson. T.A.

(eds): Caribbean Geology, an Introduction, 41 – 64.

DUERTO, L. (1998). Principales zonas triangulares del Occidente de Venezuela.

Trabajo de Maestría no publicada. Escuela de Geología, Minas y Geofísica,

Universidad Central de Venezuela, Caracas.

DUERTO L., A. ESCALONA Y P. MANN (2006). Deep structure of the Mérida

Andes and Sierra de Perijá mountain fronts, Maracaibo Basin, Venezuela.

American Association of Petroleum Geologists Bulletin 90: 505-528.

DUNCAN, R. y R. HARGRAVES (1984). Plate tectonic evolution of the Caribbean

region in the mantle reference frame. The Caribbean – South America Plate

Bondary and Regional Tectonics. Geological Society of America, 162: 81 –

93.

ESCOBAR, I. A. e I. RODRÍGUEZ (1995). Interpretación geofísica integrada de un

transecto NW-SE a través de Los Andes venezolanos. Ponencia presentada en

el I Latinoamerican Geophysical Congress, Rio de Janeiro, Brazil: 273-276.

FEO CODECIDO, G. (1972). Breves Ideas sobre la Estructura de la Falla de Oca,

Venezuela. Memorias, VI Conferencia Geológica del Caribe, Caracas, 184 –

190.

126

GARZÓN, Y. y A. UGHI (2008). Modelado geodinámico por medio del análisis de

flexión de placas en la región noroccidental de Venezuela. XIV Congreso

Venezolano de Geofísica, Caracas, Venezuela.

GIRALDO, C. M., SCHMITZ. J., ARMINIO. F., AUDEMARD y A. MARTINS

(2002). Un transecto La Blanquilla – gratón guayanés, Venezuela oriental:

modelos corticales. XI Congreso Venezolano de Geofísica, Caracas,

Venezuela.

GIUNTA, G., L. BECCALUVA, M. COLTORTI, B. F. SIENA y C. VACCARO

(2002). The southern margin of the Caribbean Plate in Venezuela: tectono-

magmatic setting of the ophiolitic units and kinematic evolution. Lithos, 63:

19 – 40.

GHOSH, N., S.A. HALL y J.F. CASEY (1984). Sea floor spreading magnetic

anomalies in the Venezuelan Basin IN: the Caribbean – South American Plate

Boundary, GSA Memoir 162: 65-80.

GONZÁLEZ DE JUANA, C., J. ITURRALDE y J. PICARD (1980) Geología de

Venezuela y de sus Cuencas Petrolíferas; Ediciones Foninves, Caracas. V.1:

407 y V.2: 624.

GUÉDEZ, M.C., (2007). Crustal Structure across the Caribbean-South American

Plate Boundary at 70 W - Results from seismic refraction and reflection data.

Thesis Master of Science. Unpublished. Rice University, Houston, Texas.

HALL, M. L. y C. A. WOOD (1985). Volcano-tectonic segmentation of the northern

Andes. Geology 13: 203-207.

HACKLEY, P.C., F. URBANI, W. KARLSEN y C.P. GARRITY (2006). Mapa

geológico de Venezuela. FUNVISIS y Universidad Central de Venezuela,

Caracas, Venezuela.

127

HOUTZ, R. y W. LUDWIG (1977). Structure of the Colombia Basin, Caribbean Sea,

from profiler sonobuoy measurements. Journal of Geophysical Research, 82,

4861 – 4867.

JORDAN, T.H. (1975). The present-day motions of the Caribbean plate. J. Geophys.

Res., 80:4033 – 4439.

LADD, J. W. (1976). Relative motion of South America witch respect to North

America and Caribbean. Geol. Soc. Am. Bull. 80: 969 – 976.

LOWRIE, W. (2007). Fundamentals of Geophysics. New York: Cambrigde

University Press.

MALAVÉ, G. y G. SUÁREZ (1995). Intermediate-depth Srismicity in the Northern

Colombia and Western Venezuela and Its Relationship to Caribbbean Plate

Subducción. Tectonics, 14 (3): 617-628.

MARTON, G., y R. T. BUFFLER (1994). Jurassic reconstruction of the Gulf of

Mexico Basin: International Geology Review, 36: 545 – 586.

MINSTER, J.B., y T.H. JORDAN (1978). Present day plate motions. J. Geophys.

Res., 83: 5331 – 5334.

MESCHEDE, M. y W. FRISCH (1998). A Plate Tectonic Model for the Mesozoic

and Cenozoic History of the Caribbean Plate: Tectonophysics, 296, 269 – 291.

MOLNAR, P., y L. SYKES (1969). Tectonics of the Caribbean and Middle America

regions from focal mechanisms and seismicity. Geol. Soc. Am. Bull., 80:

1639-1684.

MUESSIG, K. (1978). The central Falcon igneous suite, Venezuela; alkaline basaltic

intrusions of Oligocene-Miocene age. Geologie en Mijnbouw, 57(2): 261 –

266.

128

MUESSIG, K. (1984). Structure and cenozoic tectonics of the Falcon basin,

Venezuela and adjacent areas. GSA Memoir 162: 217-230.

ORELLANA, C. (2008). Modelado Estructural por Medio del Análisis de Flexión de

Placas en la región Noroccidental de Venezuela. Trabajo Especial de Grado

no publicado, Departamento de Geofísica, Universidad Central de Venezuela,

Caracas.

PDVSA-INTEVEP (1997). Código Geológico de Venezuela. [En red]. Disponible en

http://www.pdv.com/lexico/lexicoh.htm. [Consulta: 2014, mayo 14].

PESTMAN P., S. GHOSH; L. MENÉNDEZ Y M. LORENTE (1998). Marco

Tectonoestratigráfico y Paleografía de la Cuenca de Maracaibo y Áreas

vecinas durante el Paleógeno. Boletín de la Sociedad Venezolana de

Geólogos, 23 (1): 28-45.

PINDELL, J. (1985). Alleghanian reconstruction and subsequent evolution of the

Gulf of Mexico, Bahamas, and Proto – Caribbean.Tectonics , 4: 1-39.

PINDELL, J., S. CANDE, W. PITMAN, D. ROWLEY, J. DEWEY, J. LEBREQUE

Y W. HAXBY (1988). A plate – kinematic framework for models of

Caribbean evolution. Tectonophysics, 155: 121 – 138.

PINDELL, J. y L. KENNAN (2001). Kinematic Evolution of the Gulf of Mexico and

Caribbean. [En red]. Disponible en:

http://www.ugr.es/~agcasco/igcp546/pdf/2001_Pindell_Kennan_Kinematic_E

volution_Caribbean.pdf. [Consulta: 2013, abril 22].

QUIJADA, M. (2006). Inversión gravimétrica 3D en el Noroccidente de Venezuela y

zonas costa afuera. Trabajo Especial de Grado no publicado, Universidad

Simón Bolívar, Caracas.

RIOS, K. (2002). Estimación de espesores de sedimentos del Mesozoico en el graben

de Espino a lo largo de dos transeptos regionales en el área de Anaco, estado

http://www.pdv.com/lexico/lexicoh.htm

http://www.ugr.es/~agcasco/igcp546/pdf/2001_Pindell_Kennan_Kinematic_Evolution_Caribbean.pdf

http://www.ugr.es/~agcasco/igcp546/pdf/2001_Pindell_Kennan_Kinematic_Evolution_Caribbean.pdf

129

Anzoátegui. Trabajo Especial de Grado. Inédito. Universidad Central de

Venezuela.

RODRÍGUEZ, J. y J. SOUSA (2003). Estudio geológico – estructural y geofísico de

la sección Cabo San Román – Barquisimeto. Estados Falcón y Lara. Trabajo

Especial de Grado, Universidad Central de Venezuela, Caracas.

SCHUBERT, C. (1980). Basin formation along the Bocono-Moron-El Pilar fault

system, Venezuela. Journal of Geophysical Research. B, 89(7): 5711 – 5718.

SCHUBERT, C. (1983). Tectonics and sedimentation: an example from the Mérida

Andes (Venezuela). Acta Geológica Hispánica 18: 207-215.

SILVER, E.; J. CASE y H. MACGILLAVRY (1975). Geophysical study of the

Venezuelen Borderland. Geological Society of America Bulletin, 86, 213 –

266.

SOULAS, J.P. (1985). Neotectónica del flanco occidental de los Andes de Venezuela,

entre 70°30´y 71°00´W (fallas de Boconó, Valera, Tuñame, Piñango, y del

Piedemonte). VI Congreso Geológico Venezolano memorias, 2687 – 2711.

SOUSA, J., J. RODRÍGUEZ, C. GIRALDO, I. RODRÍGUEZ, F. AUDEMARD y R.

ALEZONES (2005). An integrated geological-geophysical profile across

northwestern Venezuela. 6th International Symposium on Andean

Geodynamics ISAG 2005, Barcelona, España, 689 – 692.

SPECTOR, A. y F., GRANT (1970). Statistical models for interpreting aeromagnetic

data. Geophysics, 293-302.

SYKES, L., W. MCCANN y A. KAFKA (1982). Motion of the Caribbean plate

during the last 7 million years and implications for earlier Cenozoic

movements. Journal of Geophysical Research, 87, 10656 – 10676.

TELFORD, W., GELDART, L. y SHERIFF, R. (1990). Applied Geophysics.

Cambrigde: Cambrigde University.

130

USHACOV, S.A., A.I. AVGAEV., U. I. GALUSHKIN y E.P. DUBIKIN (1979).

Ruptura de la isostasia de la litósfera de la región del Caribe y análisis

geodinámico de su naturaleza. Tectónica y geodinámica de la regióndel

Caribe. Editorial Nauka. Moscú, 63 – 77.

UGHI, A., J. REYES e I. RODRÍGUEZ (2004). Modelado geodinámico por medio

del análisis de flexión de placas en la Región Central de Venezuela. Ponencia

presentada en el XII Congreso Venezolano de Geofísica. Caracas, Venezuela.

VAN DER HILST, R. (1990). Tomograhy with P, PP and Pp delay-time data and the

three-dimensional mantle structure below the Caribbean region. Geologica

Utraiectina. 67-250.

VAN DER HILST, R. y P. MANN (1994). Tectonic implications of tomographic

images of subducted lithosphere beneath northwestern South America.

Geology, 22, 451– 454.

WEC (1997). Evaluación de Pozos. Schlumberger, Caracas, Vanezuela, 378 p.5, 249-

281.

WHEELER C. (1963). Oligocene and Lower Miocene stratigraphy of western and

northwestern Falcón Basin, Venezuela. AAPG Bulletin 47 (1): 35-68.

YORIS, F. y M. OSTOS (1997). Geología de Venezuela: Geología General y

Cuencas Petrolíferas. En: J. Singer (edit.) WEC 1997. Conferencia Evaluación

de Pozos. Schlumberger - Surenco C.A. (pp- 24-44). Texas : Jolley Printing.

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